Depósitos Minerais apostila UERJ

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Apresentação 
 
 O presente ROTEIRO, que corresponde a uma breve abordagem sobre o estudo dos 
principais tipos de depósitos minerais, tem como objetivo primordial proporcionar aos alunos 
de graduação em Geologia algumas informações que, embora de cunho preliminar, vão permitir 
que eles verifiquem a enorme variedade de depósitos minerais existentes e, o quanto é amplo e 
complexo o estudo sobre os mesmos, particularmente, quando se consideram os processos 
genéticos envolvidos na formação de alguns tipos de jazimentos. Esperamos, também, que ele 
permita vislumbrar o quanto esses estudos ainda se encontram em aberto, não estando, de forma 
alguma, esgotados e ainda necessitando de laboriosos e constantes trabalhos para que, quem 
sabe um dia, se possa vir a concluí-lo. 
 
Prof. Dr. Ronaldo Mello Pereira 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Introdução 
 
Processos geotectônicos e jazidas minerais a eles relacionadas. 
 
 A distribuição dos depósitos minerais na crosta terrestre acompanha, grosso modo, a 
divisão geotectônica da Terra. Dessa forma as feições geotectônicas correspondem a um dos 
principais controles da distribuição das mineralizações que ocorrem em nosso planeta. 
Atualmente sob a ótica da Tectônica de Placas, que compartimentou a crosta de um modo bem 
detalhado, observa-se que um conjunto de mineralizações, ou um determinado tipo de 
mineralização, às vezes, encontra-se condicionado não só a um único, mas a mais de um tipo de 
feição tectônica. 
 Desde os primórdios da busca pelo homem dos recursos minerais que o interessavam, 
observou-se que a determinados tipos de minérios relacionavam-se certos litotipos específicos. 
Dessa forma pôde-se estabelecer uma série de associações entre litologias x mineralizações 
como, por exemplo: 
 
 granito x cassiterita e rochas ultrabásicas x cromita, etc. 
 
 Na medida em que nos dois casos citados anteriormente, verificou-se que nem todos os 
granitos apresentavam-se mineralizados em estanho, e nem todas as rochas ultrabásicas 
continham depósitos de cromita, houve uma tendência a uma melhor caracterização dos tipos 
rochosos partindo-se então para uma melhor definição dos ambientes de formação dessas 
rochas. 
 São com esses dados que hoje o geólogo econômico trabalha, de modo que a evolução 
da litosfera e seus processos de formação devem de ser bem compreendidos para que se possa 
entender o real significado da presença de certo tipo de mineralização em um determinado 
segmento da crosta terrestre. 
 Em linhas gerais, pode-se começar com a evolução crustal desde os primórdios da 
formação da Terra. Todos lembram, obviamente, da divisão interna do nosso planeta (A 
Dinâmica Interna). Essa divisão em camadas (ou envoltórios) além de constituir uma 
diferenciação química (por exemplo, silício e alumínio na crosta continental e silício e 
magnésio na crosta oceânica) também corresponde a uma diferenciação gravitativa com uma 
separação dos materiais mais densos em direção ao núcleo do planeta (liga de FeNi) e os menos 
densos (crosta siálica) constituindo os envoltórios mais externos 
 No Arqueano a pequena espessura da crosta siálica (~10 km) permitiu que, nessa época, 
falhas geológicas trouxessem para a superfície, através de um vulcanismo submarino, rochas de 
composição ultramáfica denominadas de komatiítos que se caracterizam por possuirem texturas 
muito características (spinifex), e que são encontradas nos ambientes greenstone belts. Sabe-se 
hoje que esse tipo de ambiente é extremamente propício para uma série de mineralizações, 
particularmente as auríferas. 
 Do Arqueano em diante houve um espessamento da crosta siálica, cuja espessura, em 
alguns sítios, que hoje se apresenta com cerca de 30-35 km, podendo atingir em determinados 
pontos do planeta, cerca de 70 km. Com isso, com certeza, a dinâmica de modelamento da 
crosta foi sendo um pouco modificada, desenvolvendo-se ou incrementando-se novos 
mecanismos para a sua evolução. 
 A teoria da Tectônica de Placas / Tectônica Global foi que, no final dos anos 60, trouxe 
uma enorme contribuição ao conhecimento geodinâmico do planeta1 incorporando os conceitos 
de margens continentais ativas e passivas. A dinâmica para a concepção desse modelo passa 
pelo espalhamento dos fundos oceânicos a partir de dorsais oceânicas em virtude de correntes 
 
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 No início, particularmente para os eventos que ocorreram do Fanerozóico em diante. Hoje se sabe que essa 
dinâmica também atuou no Proterozóico. 
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convectivas geradas por plumas de calor (plumas mantélicas) que se desenvolvem e atuam no 
âmbito do manto superior. 
 A evolução nos processos de datação, que passaram de uma forma relativa para um 
grau da mais absoluta precisão (métodos U-Pb, Pb/Pb por evaporação de zircão, etc.), também 
se constituíram em mais uma ferramenta utilizada pela Geologia Econômica para uma melhor 
compreensão dos processos mineralizadores. De imediato, o que os geólogos logo perceberam a 
partir dessas datações (tanto as de caráter relativo quanto absoluto), foi que determinados tipos 
de mineralizações chegavam, às vezes, a se concentrar quase que integralmente em certos 
períodos de evolução da crosta. 
 Hoje, sabe-se que alguns tipos de mineralizações encontram-se relacionados a 
ambientes tectônicos específicos, como no caso das mineralizações auríferas arqueanas (Au em 
greenstones belts) e das mineralizações cupríferas (Cu porfirítico) associadas ao plutonismo 
Meso-Cenozóico das zonas de cadeias dobradas. De um modo geral, pode-se referir que no 
Arqueano concentraram-se importantes reservas de ouro, representando cerca de 50% da 
produção deste metal no mundo. Da mesma forma, nos cinturões modernos encontram-se 
algumas das mais representativas minas de cobre do planeta. Foi esse acúmulo de algumas 
substâncias minerais em um determinado intervalo geológico de tempo que levou os 
metalogenistas a cunharem a expressão ‘Época Metalogenética’ para designar essa 
concentração temporal de metais. 
 A questão fundamental que se podem estabelecer, desde já, é: que tipos de fenômenos 
podem ter sido responsáveis por essas acumulações anômalas de metais em um dado período 
geológico? Explicações para tal podem ser as mais diferentes possíveis, tais como: o tempo 
necessário para a diferenciação geoquímica do planeta (não podemos esquecer que 
geoquimicamente o planeta é diferenciado, vide a composição dos diversos envoltórios); a 
favorabilidade para a geração de determinados litotipos em virtude das espessuras crustais 
vigentes à época (e.g., o magmatismo komatiítico); as mudanças nas condições atmosféricas do 
planeta (e.g., a passagem de redutora do Arqueano ao Proterozóico Inferior, para oxidante 
posteriormente); o estabelecimento de uma dinâmica de crosta diferenciada (explicitamente, 
mais horizontal no fanerozóico), etc. 
 Considerando todas essas variáveis, percebe-se o quanto as condições para a formação 
de um depósito mineral são complexas. De todo modo, a maneira mais pragmática para abordar 
tal temática é a de fornecer aspectos descritivos que permitam caracterizar e reconhecer as 
diversas tipologias de depósitos encontrados na Terra. E é isso que vamos procurar apresentar 
no presente roteiro. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Depósitos associados às rochas máficas e ultramáficas 
plutônicas. 
 
 Os tipos de depósitosassociados às rochas intrusivas máfico / ultramáficas 
correspondem a: 
 
■ Cr do tipo estartiforme (tipo Bushveld); 
 ■ Depósitos de cromita podiformes; 
■ Pt do tipo Bushveld e Stillwater 
 ■ Pd do tipo Lac des Iles; 
■ Pt do tipo Alaskan; 
 ■ depósitos de Ni-Cu 
 ■ Depósitos de Ti-Fe associados aos anortositos. 
 
 
Intrusões máfica-ultramáfica acamadadas hospedando depósitos minerais, 
mostrando os horizontes de cromitito na parte inferior das intrusões; as camadas 
de magnetita ricas em vanádio na parte superior; os reefs de PGE na porção 
média das intrusões; e os depositos marginais de sulfetos Ni-Cu devido a 
assimilação local de rochas encaixantes ricas em S. 
 
■ Depósitos de cromita estratiforme ou do tipo Bushveld. 
 
 Associa-se a grandes maciços diferenciados (lopólitos) marcados por bandamento ígneo 
rítmico bem nítido e característico. Constituem maciços com dezenas ou centenas de 
quilômetros de extensão e formas variadas: diques na Rodésia (Great Dike) ou lopólito em 
Bushveld. Os corpos ígneos máficos como os complexos de Bushveld e Stillwater, comumente 
contêm horizontes de cromititos na porção acamadada e também um pouco de cromita 
disseminada na rocha. . As camadas de cromita são muito extensas e frequentemente ocorre por 
várias dezenas de quilômetros. Esse tipo de ocorrência de cromita perfaz cerca de 90% das 
reserva mundiais 
 Nesses complexos pode-se verificar uma megazonação que separa uma parte basal 
ultramáfica de outra de composição norítica-anortosítica. Os depósitos estratiformes (espessura 
de 1 a 5 metros) de cromo encontram-se na base dos maciços próximos aos níveis de 
ortopiroxenitos e dunitos e, provavelmente, foram formados por processos de diferenciaão 
gravitativa. O fracionamento das intrusões máficas produz rochas cumuláticas que contêm duas 
generações de cristais. A primeira geração compreende cristais cumulus com formas regulares 
reflexo do seu crescimento livre em um grande volume de magma. A segunda geração é de 
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material postcumulus precipitado de um volume relativamente pequeno de líquido que está 
trapeado entre os cristais cumulus. 
A cromita relacionada a esses depósitos é do tipo metalúrgico com baixo teor de Al2O3, 
com cristais milimétricos, geralmente euédricos e os depósitos têm grande tonelagem (~500 
Mt). Além da cromita Bushveld apresenta também grandes depósitos de magnetita titanífera e 
vanadinífera. Pt e Pd são os platinóides associados a essa cromita. 
 
 
 
■ Depósitos de cromita podiforme. 
 
 Os depósitos de cromo podiformes também são conhecidos como do tipo Alpino ou 
cromita hospedada em ofiolito. O setting tectônico corresponde a fragmentos obductados de 
rochas ultramáficas do manto inferior a superior sobre rochas do continente. Nas sequências 
ofiolíticas a cromita do tipo massiva ou disseminada é encontrada como pods e lentes de 
cromo-espinélio envolvidos por dunitos encaixados em unidades harzburgíticas depletadas. Os 
pods e lentes ocorrem tipicamente em clusters de tamanhos variáveis. 
Constituem depósitos pequenos com geometrias muito variadas (pods, lentes ou 
camadas) muito tectonizadas, onde a cromita nodular em grandes massas, apresenta texturas 
brechóides, do tipo pull-apart. Caracteristicamente, forma uma textura que aqui no Brasil 
recebe o nome de ‘pele de onça’. O minério de cromo é do tipo refratário (alto teor de Al2O3). 
Pode conter Ir, Os e Ru (platinóides) junto a cromita, o que representa uma forma de 
diagnosticar o tipo de depósito. A jazida de cromita da Nova Caledônia (obducção de crosta 
ofiolítica) ilustra bem esse tipo de jazimento magmático. 
 
■ Depósitos de Pt do tipo Bushveld e Stillwater 
 
O Complexo de Bushveld (2.054 Ga) é a maior intrusão mafica-ultramafica acamadada 
do mundo (65,000 km2 com uma espessura estratigráfica de 7-9 km; com volume estimado total 
de magma ~1x106 km3) sendo a hospedeira da maior parte dos recursos conhecidos de platina, 
cromo e vanádio: 
 
- A metade dos recursos e reservas mundiais de PGE ocorre dentro do fino horizonte de 
cromitito UG2 (Upper Group 2) e no Merensky Reef, ambos situados na Upper Critical Zone. 
 
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Mapa Geológico do Complexo de Bushveld. 
 
O termo reef refere-se à zona de minério estratiforme portadora de sulfeto que é rica em 
elementos do grupo da platina. 
No Merensky reef os depósitos de platinóides (Pt, Pd) encontram-se em horizontes bem 
definidos na base da zona norítica-anortosítica (superior) desses maciços. A denominada 
unidade Merensky tem composição complexa, no geral anortosítica e é ela que contém o 
Merensky Reef que se encontra mineralizado em platinóides e constitui uma rocha de matriz 
pegmatóide com megacristais de ortopiroxênio. 
 
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O reef pode atingir até 300 cm de espessura (média de 90 cm). Ele é pobre em sulfetos 
(2 - 4 % vol.), mas rico em PGE. Os PGM estão inclusos ou relacionados aos sulfetos de metais 
base e incluso nos silicatos. O reef não é perfeitamente estratiforme, representa mais uma 
inconformidade. Assim a estrutura do reef muda ao longo do strike e o reef pode se situar acima 
ou abaixo em relação à estratigrafia da intrusão. Localmente formam-se potholes mineralizados. 
O teor em PGE para o Merensky Reef em >100 km strike é de 5 – 7 g/t. 
 
 
Merensky reef 
 
O complexo acamadado de Stillwater, USA, (2.7 Ga) também apresenta uma fácies 
pegmatóide mineralizada em PGE. Camadas massivas a disseminada de cromitito ocorrem na 
Lower Ultramafic Series. A maior concentração de sulfetos ricos em PGE (J-M Reef, 
descoberta em 1973) ocorre na zona bandada onde o plagioclásio é o principal mineral 
cumulático. 
 
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Mapa da grande intrusão mafica-ultramafica acamadada do complexo de Stillwater. 
 
O Reef J-M corresponde a uma rocha (principalmente troctolito) de granulação grossa 
(pegmatítica) portadora de olivina, 1-3 m de espessura, com 0.5- 2% de sulfetos de metais base 
disseminados (pirrotita, pentlandita, calcopirita). Os PGM ocorrem principalmnete como 
inclusões nos BMS (base metals sulphide). O Pd está em solução sólida com a pirrotita. 
 
 
J-M Reef do Complexo Stillwater, Montana. 
 
Os principais minerais encontrados associados ao Merensky reef, são: a sperrylita 
(PtAs2), a braggita (PtPdNiS), a cooperita (PtS), Pt-Fe alloy, laurita (RuS) e moncheíta (PtTe2). 
Além de uma série de minerais de Pt e Pd associados ao Bi e Sb. 
Em Stillwater os principais minerais são: moncheita (PtTe2), braggita (PtPdNiS), 
cooperita (PtS), kotulskita ( PdTe) e Pt-Pd alloy. 
 
Os PGE derivam do manto peridotítico (<10 ppb) sendo que os processos para 
formação dos níveis enriquecidos em platina envolvem: 
 
- saturação em sulfeto do magma silicatado devido ao fenômeno de magma mixing com a 
formação de uma fase sulfetada líquida imiscível; 
 
- interação e coleta dos PGE com as gotas de líquido sulfetado. 
 
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■ Depósitos de PGE do tipo breccia-type: Pd de Lac des Iles 
 
O complexo de Lac des Iles (2.738 Ga) em Ontario Ocidental corresponde a uma 
intrusão anelar com 30 km de diâmetro. Suas reservas (open-pit) estão estimadas em 159 Mt e 
teor de 1.55 g/t Pd e 0.17 g/t Pt com cut-off de 0.7 g/t Pd (Au, Cu e Ni são by-products). As 
reservas para lavra subterrânea são de 3.5 Mt com 6.6 g/t Pd, 0.4 g/t Pt. 
A intrusão consiste de um núcleo elíptico de gabronorito, envelopedo por uma borda de 
gabros (varitextured ou taxitic) diversificados (comrelação a tamanho de grão, pegmatíticos e 
breccias). A Roby zone é que se encontra mineralizada em PGE e fica ao longo do contato 
entre o gabro varitextured e o gabro breccia. A Roby zone contém mais de 3% de sulfetos 
disseminados (pirrotita, pentlandita, calcopirita) e a mineralização em PGE é extremamente rica 
em Pd (Pd / Pt = 9.1). 
 
 
 
 
Breccia gabro alto-grau heteroliítica da Roby Zone norte-central. 
 
 
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Gabro varitexturado consistindo de patches grossos em matriz equigranular de granulação média ambos com 
mineralogia similar. 
■ Depósitos de Pt do tipo Alaskan 
 
Fontes de platina disseminada são reconhecidas em diversas partes do mundo. 
Particularmente, nos Montes Urais, Rússia, uma série de complexos ígneos ultrabásicos e 
básicos silurianos com 20-100 km, e que no conjunto atingem mais de 900 km de extensão, 
constituem uma faixa interpretada como sequência soerguida de arco de ilha. Os complexos são 
geralmente zonados e são formados por dunitos que gradam para piroxenitos e gabros e até 
dioritos e quartzodioritos. 
As unidades inferiores, isoladas do complexo gabróico principal, formam pequenos 
corpos de dunito-clinopiroxenito concentricamente zonados do tipo Alaskan (Taylor 1967). As 
ocorrências de platina estão associadas com cromita disseminada ou massiva encontrada nos 
dunitos dentro dessas intrusivas zonadas. A platina ocorre principalmente como grãos 
xenomórficos de isoferroplatina (30% menores do que 400µ) em schlieren de cromitito e como 
grãos idiomorficos (83% menores do que 400µ) nos silicatos do dunito hospedeiro. Os 
schlierens de cromitito têm, em geral, espessura de 1-7 cm por cerca de 0,3-1,0 m de 
comprimento. O espinélio cromífero do schlieren mostra variação composicional de 48-51% 
Cr2O3. Essa constitui a maior fonte dos placeres platiníferos encontrados nos Urais. 
 
■ Depósitos de Ni-Cu (PGE) 
 Os corpos máficos ultramáficos que hospedam depósitos de Ni-Cu são diversos em 
formas e em composição e podem ser subdivididos nos seguintes subtipos: 
- rift e basaltos continentais associados à sills e diques (Noril’sk-Talnakh, Rússia; Jinchuan, 
China; Duluth Complex, Minnesota; e Crystal Lake, Canadá); 
- depósito originário de impacto de meteorito que contém minérios de sulfetos de metais base 
(Sudbury, Ontario é o único examplo conhecido). 
- rochas vulcânicas komatiíticas (ricas em Mg) e sills intrusivos relacionados (Kambalda e 
Agnew, Australia); 
- outros depósitos relacionados a intrusões máficas-ultramáficas (Voisey’s Bay, Labrador; Lynn 
Lake, Manitoba; Giant Mascot, Columbia Britânica; Kotalahti, Finlândia; Råna, Noruega; e 
Selebi-Phikwe, Botswana). 
 
Depósitos do tipo Duluth Associa-se a intrusões diferenciadas sem bandamento 
rítmico, geralmente associadas aos grandes derrames basálticos continentais (e.g., Duluth, USA 
e Noril’sk, Rússia). Os depósitos são de Ni-Cu estratiformes na base de maciços paralelizados 
ao seu contato inferior. Ocorrem platinóides e a cromita é praticamente ausente. Os 
diferenciados finais são mais ácidos do que os de Bushveld e Stillwater. 
O Complexo de Duluth corresponde a uma grande intrusão mafica (6.500 km2) de idade 
1,2 to 1,1 Ga. que consiste de 40 sub-intrusões do tipo sheet-like e cone shaped colocadas 
durante rifteamento em rochas metasedimentares (ardósia, argilito, grauvaca) e metavulcânicas. 
O minério de cobre-níquel-PGM ocorre em pelo menos 9 depósitos magmáticos de sulfetos 
situados nos 100 a 300 metros basais das intrusões e seus contatos com rochas sedimentares 
paleoproterozóicas e granitos arqueanos. A mineralização consiste predominantemente de 
sulfetos disseminados ou massivos (pirrotita + pentlandita + calcopirita+ cubanita ± minerais 
PGE ± grafita) que coletivamente correspondem à cerca de 4,0 Bt de minério com 0,66% Cu e 
0,20% Ni, em média. 
 
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Distribuição massiva a disseminada de sulfetos associados com a porção basal de grandes intrusões acamadadas em 
ambientes de rift. 
 
Seção geológica do depósito de Noril’sk. 
 
 
 
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Depósitos do tipo Sudbury A intrusão de Sudbury consiste de uma subcamada 
marginal de noritos finamente granulados, recoberta por rochas mais grossas noríticas, 
gabróicas e granofíricas. Os sulfetos encontram-se na base da intrusão. O contato basal com as 
rochas encaixantes é altamente irregular e caracterizado por embayments, breccias e diques 
radiais. Sudbury é reconhecida como uma estrutura de impacto (de meteoro). 
O conteúdo em Ni e PGE, que são similares aqueles de minérios formados de magmas 
basálticos, leva a que se considere que os sulfetos foram segregados de material magmático 
derivado do manto que ascende em resposta a descompressão produzida pelo impacto. A 
saturação e segregação são atribuídas a processo de magma mixing derivado do manto com 30 a 
50% de melt félsico produzido pelo impacto. 
O processo de formação de minério de Sudbury parece ser único no mundo e não 
parece factível de ser aplicado a outras intrusões acamadadas formadas por magmatismo 
continental. 
A presença de PGE também é marcante, sendo michenerita (PdBiTe), moncheita 
(PtTe2), sperrylita (PtAs2), sudburyta (PdSb) e froodita (PdBi2) e niggliita (PtSn) os principais 
minerais encontrados em Sudbury. 
 
 
Geologia de Sudbury. 
 
■ Fe-Ti (V, Cr, P) em complexos gabro-anortosíticos. 
 
 São depósitos magmáticos estratiformes (semiconcordantes) de grandes dimensões de 
ilmenita e magnetita dentro complexos diferenciados de gabro-anortosito-norito. As rochas 
comumente associadas incluem diorito, diabásio e rochas intrusivas ultramaficas basais. São 
caracterizados pelas texturas magmáticas primárias que podem incluir cumulato, ofítica, 
subofítica, diabsica, equigranular e raras texturas pegmatíticas. Camadas de cumulados estão 
presentes frequentemente. 
Os dois subtipos mais gerais são: 
 
- a ilmenita (anortosito-hosted Ti-Fe); 
 
- a magnetita titanífera (gabro-anortosito-hosted Fe-Ti). 
 
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Os complexos gabro-anortosito-norito foram intrudidos em settings extensionais e/ou 
anorogênico em ambientes metavulcano-sedimentares, graníticos e gnáissicos. Alguns 
depósitos também podem ocorrer ao longo de falhas profundas formando faixas alongadas 
contendo complexos intrusivos. As intrusões foram colocadas em níveis crustais relativamente 
profundos. A diferenciação (em resposta a processos gravitacionais) de fluidos residuais a partir 
do fracionamento do magma resultou em intrusões tardias que foram enriquecidas em oxidos de 
Fe e Ti e apatita. 
Os depósitos podem ocorrer como lentes massivas, camadas, pods, sills, diques e 
intrusões irregulares e como corpos de óxidos disseminados e intersticiais. Intercrescimentos 
por exsolução de ilmenita e magnetita são característicos. 
Os principais minerais incluem ilmenita, Fe-ilmenita, Ti- e V- magnetita, magnetita e 
titanohematita. Os minerais acessórios podem incluir rutilo, titanita, espinélios, apatita, sulfetos 
e granada. 
Por exemplo, o depósito de Lac Tio, Canadá (~ 120 Mt) corresponde a grandes massas 
lenticulares de ilmeno-magnetita diferenciadas dentro de anortositos. Os contatos são 
geralmente bruscos, mas também podem ser gradacionais. A cobertura da massa mineralizada é 
representada por uma rocha com bandas alternadas de ilmenita pura e de anortosito com 
ilmenita disseminada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Depósitos vulcanogênicos. 
 
 Os depósitos vulcanogênicos ou vulcanossedimentares de sulfetos massiços (VMS, em 
inglês) são as maiores fontes de Zn, Cu, Pb, Ag e Au, e significativas fonte para Co, Sn, Se, 
Mn, Cd, In, Bi, Te, Ga e Ge. Alguns também contêm quantidades significativas de As, Sb e Hg. 
Eles ocorrem tipicamente como lentes massivas de sulfetos polimetálicos que se 
formam no, ou próximo do fundo submarino em ambientes de vulcanismo submarino por meio 
de focos de descargas de fluidos hidrotermais ricos em metais. Por essa razão os depósitos 
VMS são considerados de modo geral como depósitos exalativos os quais incluem os depósitos 
sedimentares-exalativos (SEDEX). Representam corpos stratabound em forma de monte ou 
tabular compostos principalmente por sulfetos (>40%) massivos, quartzo e subordinadamente 
por filossilicatos, óxidos de ferro e rocha encaixante silicática alterada. Os corpos stratabound 
recobrem veios / stockwork discordantes a semiconcordantes e sulfetos disseminados. 
 
 
Formação de um depósito VMS 
 
Eles são classificados de acordo com o conteúdo em metais base, conteúdo em ouro ou 
pela litologia da rocha encaixante. 
São basicamente divididos em três grupos: Cu-Zn, Zn-Cu e Zn-Pb-Cu de acordo a 
proporção entre os três metais. 
Na classificação de Poulsen & Hannington (1995) depósitos VMS ricos em Au são 
arbitrariamente definidos como aqueles no qual a abundância em Au em ppm é numericamente 
maior do que a combinação dos metais base (Zn+Cu+Pb em % em peso). 
Um terceiro sistema classifica os depósitos VMS por suas litologias hospedeiras e 
apresenta uma divisão em 5 grupos: bimodal-máfico, máfico-retroarco, pelítico-máfico, 
bimodal-félsico e félsico-siliciclástico. 
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Tipos de depósitos VMS 
 
A feição mais comum de todos os tipos de depósitos do tipo VMS é que eles são 
formados em settings tectônicos extensionais, incluindo a zona de espalhamento oceânica e 
ambientes de arco (nascent-arc oceânico e continental, rifted arco e retro-arco). 
 
 
Settings tectônicos dos VMS 
 
Os depósitos VMS tendem a ocorrer em distritos. Mais de uma dúzia de depósitos 
podem estar contidos em uma área de poucas dezenas de quilômetros quadrados. 
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Há cerca de 800 depósitos conhecidos no mundo (350 só no Canadá) e dentre eles 
encontram-se o Iberian Pyrite Belt na Espanha / Portugal, com 1.575 Mt, Troodos, em Chipre, 
com 35 Mt, Hokuroko com 80 Mt e Besshi, com 230 Mt, ambos no Japão. 
 
De modo geral as jazidas vulcanogênicas podem ser enquadradas em: 
 
■ proximais e distais; 
 
■ relacionadas às sequências komatiíticas; 
 
■ relacionadas a vulcanismo aéreo-subaéreo. 
 
Depósitos proximais e distais. 
 
 São depósitos subaquáticos formados em águas profundas (+800 m), representados por 
concentrações de mineralizações sulfetadas. Desses depósitos os de mais fácil caracterização 
quanto a sua filiação vulcânica correspondem aos tipos proximais em virtude dos mesmos 
encontrarem-se sempre relacionados aos aparelhos vulcânicos. 
 Já os depósitos distais confundem-se (em virtude do seu maior distanciamento do 
centro vulcânico) com os depósitos sedimentares químicos. Eles são formados por exalações 
hidrotermais (e.g. provenientes de fumarolas) que migram junto ao assoalho oceânico e 
depositam a sua carga em um local afastado geralmente representado por uma bacia redutora. 
 Dois exemplos clássicos de depósitos proximais correspondem aos depósitos de 
Kuroko, Japão e Troodos, Chipre. 
 
 ■ O depósito de Kuroko (Cu, Pb, Zn, Ag, Ba e Ca) relaciona-se a um vulcanismo 
explosivo com brechas, tufos e derrames de riolitos e andesitos calcioalcalinos. 
 
 ■ O depósito de pirita do maciço de Troodos (Cu, Fe – com pouco de Zn e Au) de 
Chipre encontra-se associado com lavas basálticas (com poucos tufos e brechas) toleíticas com 
baixo teor de K2O e em seu conjunto corresponde a uma seqüência ofiolítica. 
 
 Um exemplo de depósito distal vulcanogênico (Zn, Pb, Cu, Ag, Fe e Au) seria o de 
Rosebery (?) que é constituído por sedimentos carbonosos ou químicos como cherts, folhelhos 
e siltitos carbonosos com raros vulcanitos de composição riolítica e andesítica calcioalcalina. 
Formam corpos tabulares lenticularizados, concordantes (cerca de 10 Mt). 
 
 
Depósitos vulcanogênicos em sequências komatiíticas (Ni, Cu, Co 
e EGP). 
 
 A razão Cu / Ni é maior quando as rochas encaixantes são mais gabróides e menor 
quando são mais peridotíticas. A maioria desses depósitos ocorre em cinturões de rochas verdes 
no Arqueano e Proterozóico Inferior. 
 A mineralização ocorre entre a superfície de separação entre duas sequências de 
derrames em depressões interpretadas como paleo-relevos esculpidos em uma superfície 
basáltica que foi recoberta, posteriormente por derrames komatiíticos diferenciados que variam 
de duníticos (na base) até basálticos (no topo). 
Provavelmente o sulfeto chega à superfície como uma fase imiscível no magma 
komatiítico e por ser mais flúido e mais denso ocupa as depressões formadas na superfície dos 
derrames basálticos. 
 
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Depósitos de Ni komatiítico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Depósitos associados aos carbonatitos 
 
 Os carbonatitos representam complexos ultrabásicos-alcalinos que intrudem a crosta 
terrestre a partir de um mecanismo do tipo hot spot (plumas mantélicas) responsável pela 
geração de magma e que, aproveitando-se de falhamentos profundos existentes na crosta 
terrestre (áreas extensionais) que funcionariam como condutos, permitiriam o emplacement 
dessas rochas. De modo geral, os complexos carbonatíticos possuem formas aproximadamente 
circulares, dimensões e idades variáveis. Processos metassomáticos, denominados de 
fenitização, relacionados ao complexo transformam as rochas encaixantes (independentemente 
da composição química e mineralógica) em tipos alcalinos sieníticos. Aos complexos alcalinos 
ultrabásicos, no geral, associam-se micaperidotitos e micapiroxenitos, glimeritos, dunitos e 
carbonatitos, sienitos e traquitos. 
 Os carbonatitos estão associados à parte mais central da estrutura e podem ocorrer na 
forma de veios. No geral, o magmatismo carbonatítico apresenta uma 1o fase sovítica ou 
cálcica. A esta pode suceder uma 2o fase beforsítica ou magnesiana seguida de uma 3o fase 
siderítica ou ferrosa. Aos carbonatitos encontram-se associados depósitos de P (apatita), Nb 
(pirocloro), ETR, Fe (magnetita), Ti (anatásio) e flogopita-vermiculita. Para a formação desses 
depósitos há a necessidade da atuação de uma série de processos exógenos que irão permitir a 
acumulação econômica do minério. Por isso, tais depósitos também serão tratados no capítulo 
dos depósitos resultantes de concentração residual. Há depósitos, entretanto, como o de 
Jacupiranga, onde a jazida de concentração residual se esgotou desde a década de 70 do século 
passado, em que o teor de 5 % de P2O5 no carbonatito já permite considerá-lo como minério, 
sendo feita a explotação do mesmo. 
 
 
Depósitos associados a kimberlitos e lamproítos 
 
 Atualmente acredita-se que o diamante seja originado no manto cabendo às rochas 
kimberlíticas e lamproíticas unicamente a função de transportá-las até a superfície. A presença 
de xenólitos mantélicos (peridotitos) e eclogíticos, com diamantes, reforça essa opinião. 
Kimberlito é uma rocha ígnea, ultrabásica, potássica, rica em voláteis que ocorre como 
pipes, diques e soleiras. Em linhas gerais, corresponde a uma brecha com uma matriz 
constituídaprincipalmente por olivina, flogopita, calcita, serpentina, diopsídio, monticelita, 
apatita, espinélio titanífero, perovskita, cromita e ilmenita. Apresenta grandes cristais 
arredondados a anedrais de olivina (os macrocrysts) além de cristais de ilmenita magnesiana, 
piropo titanífero (baixo Cr) diopsídio subcálcico, enstantita, dentre outros, que constituem os 
discrete nodules (nódulos distintos), além de diversos tipos de xenólitos, de tamanho 
centimétrico (15-30cm), subangulares a arredondados principalmente de lherzolitos / 
harzburgitos (suíte peridotito-piroxenito) e eclogitos. A rocha sã tem cor cinza-esverdeada, 
cinza escura ou preto-azulada. Quando intensamente alterado, por estar próximo à superfície 
(20-30 metros ou mais), transforma-se em uma massa argilosa amarelada (o yellow ground dos 
mineiros sul-africanos). Mais abaixo, a zona em um estágio intermediário de alteração, onde já 
se consegue distinguir fragmentos da rocha kimberlítica inalterada, recebe a denominação de 
blue ground. 
Lamproíto é uma rocha ígnea ultrapotássica, peralcalina, rica em magnésio e 
constituída por flogopita titanífera, richterita, olivina forsterítica, diopsídio, sanidina e leucita. 
Como minerais acessórios ocorrem a enstantita, priderita, apatita, wadeíta, cromita, ilmenita, 
perovskita. Os lamproítos diamantíferos são representados pelos olivina-lamproíto, leucita-
lamproíto e leucita-olivina-lamproíto. Em virtude da sua elevada temperatura de formação o 
lamproíto tem uma baixa capacidade de preservação dos xenólitos eventualmente capturados, 
por conseguinte, eles são raros e quando presentes são principalmente de dunito e o seu 
tamanho é pequeno (até 3 cm). 
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As intrusões kimberlíticas apresentam-se como cones invertidos chamados de pipes ou 
diatremas. São representadas por três fácies principais: a mais superficial denominada de fácies 
cratera (a mais enriquecida em diamantes) constituída por material kimberlítico associado a 
sedimentos lacustrinos; a fácies diatrema, bastante rica em xenólitos não só do manto superior 
bem como das rochas encaixantes capturadas pelo kimberlito durante a sua passagem em 
direção à superfície e uma fácies hipoabissal (pouco mineralizada em diamantes) que 
caracteriza a zona de raiz do kimberlito e é formada por abundantes diques e soleiras. 
Os lamproítos têm forma de taça de champagne com uma fácies de cratera (mais 
enriquecida em diamantes) recoberta na superfície por sedimentos fluvio-lacustrinos e material 
vulcânico piroclático (tufos, tufos brechados, tufos arenosos com lapillis, tufos brechados com 
xenólitos) associado a uma fácies ígnea tardia com menos voláteis e, portanto, menos explosiva. 
 
 
 
 
Lamproíto e kimberlito. 
 
 
Os kimberlitos e lamproítos provavelmente originam-se por um mecanismo do tipo hot 
spot que faz com que nas regiões cratônicas (até bordas de cratons) falhamentos profundos 
sirvam de condutos para a ascenção desses magmas. Com relação a essas regiões pode-se 
mencionar que os kimberlitos e lamproítos preferem áreas estabilizadas (portanto com 
espessuras crustais maiores) a mais de 1,8 Ga. 
Na crosta terrestre os kimberlitos com possibilidades de estarem mineralizados em 
diamantes ocorrem associados às áreas cratônicas estabilizadas (i.e., com o último evento 
termo-tectônico) a pelo menos 1.5 Ga, em três ambientes distintos: K1, situado nas margens do 
cráton (kimberlitos praticamente estéreis), K2 localizado nas proximidades da margem do 
cráton (kimberlitos fracamente mineralizados) e K3 (os mais mineralizados), nas partes centrais 
do cráton. Já os lamproítos estão restritos às faixas móveis que bordejam as zonas cratônicas. 
 
 
 
Ambientes tectônicos preferenciais para kimberlitos K1, K2 e K3 e lamproítos L1. 
 
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A gênese dos kimberlitos ocorre em condições bastante semelhantes às dos 
carbonatitos, o que explica a sua constante associação com esse tipo de rocha. 
Os principais minerais satélites dos kimberlitos não são, na realidade, propriamente 
minerais kimberlíticos, mas minerais encontrados nos xenólitos e nódulos das breccias 
kimberlíticas. De um modo geral, os principais minerais satélites são a granada (piropo), o 
cromodiopsídio, a picroilmenita e a cromita. Os minerais indicadores da presença dos 
lamproítos são a cromita, a turmalina, a granada Mg-almandina (G5) e a ilmenita. 
 
 
 
Kimberlito e seus principais minerais associados. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Depósitos associados às rochas graníticas 
 
 As rochas graníticas constituem um grupo de rochas que, no passado, foram alvo de 
intensas controvérsias travadas em relação à sua origem (particularmente no que tange à sua 
estrita derivação ígnea). A polêmica foi tanta que a expressão cunhada por Reed “Há granitos e 
granitos” tornou-se célebre. 
 A classificação das rochas graníticas deve-se iniciar com a correta nomeação da rocha. 
Para tal, emprega-se a classificação proposta pelo IUGS (Streckeisen 1976, Le Maître 1985) 
que parte da ausência ou presença (e abundância) dos componentes minerais félsicos maiores 
(i.e., quartzo, feldspato e feldspato alcalino) para poder estabelecer a tipologia descritiva. Esses 
dados são lançados nos diagramas QAP. Considera-se também, a assembléia de minerais AFM 
e seu campo e dados petrográficos e de emplacement. 
 
 
Diagrama QAP (quartzo, álcali-feldspato, plagioclásio). 1a = silexito; 1b = granitóides ricos em quartzo; 2 = álcali-
feldspato granito; 3a = sienogranito; 3b = monzogranito; 4 = granodiorito; 5 = tonalito; 6*=quartzo álcali feldspato 
sienito; 7*= qurtzo sienito; 8*= quartzo monzonito; 9*= quartzo monzodiorito / quartzo monzogabro; 10*= quartzo 
diorito / quartzo gabro / quartzo anortosito; 6 = álcali-feldspato sienito; 7 = sienito; 8 = monzonito; 9 = monzodiorito 
/ monzogabro; 10 = diorito / gabro / anortosito (adaptado Streckeisen 1976). 
 
Deve-se, também para proporcionar uma melhor classificação das rochas granitóides, 
lançar mão de critérios químicos e para tal o índice de saturação em alumina que corresponde à 
relação entre a alumina e os álcalis permitem discriminar os granitóides peraluminosos (ISA 
>1) dos metaluminosos (ISA <1). 
 
ISA = Al2O3 /[CaO +Na2O =K2O]). 
 
Composições metaluminosas são registradas entre os granitóides cálcio-alcalinos 
(molar Al2O3 > Na2 + K2O) e granitóides alcalinos a peralcalinos (molar Al2O3 ≤ Na2O + K2O). 
O conjunto de dados químicos e isotópicos sugere que os granitóides peraluminosos são de 
origem crustal, os granitóides cálcio-alcalinos de origem mista e os granitóides alcalinos a 
peralcalinos de origem mantélica. 
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Diagrama discriminante A/NK x A/CNK com os campos metaluminoso, peraluminoso e peralcalino (Maniar & Picoli 
1989). 
 
 Entretanto a simples classificação petrográfica e química, por si só não é suficiente, 
havendo a necessidade de se definir o ambiente de geração de tais rochas. Chappell & White 
(1974) reconheceram na Faixa Lachlan, da Austrália, dois tipos contrastantes de granitos. Com 
base em critérios geológicos, geoquímicos e estudos isotópicos eles definiram os denominados 
granitos tipo-S, que seriam um produto da anatexia de rochas sedimentares e os tipo-I que 
teriam uma fonte magmática. Como se pode perceber, essa classificação corresponde mais à 
origem do protólito do qual elas derivam do que ao ambiente de geração das rochas. 
 
tipo-I tipo-S 
sódio relativamente alto, Na2O > 3,2% nas variedades 
félsicas, decrescendo para > 2,2% nostipos mais 
máficos 
sódio relativamente baixo, Na2O < 3,2% nas rochas com 
~5% K2O, decrescendo para < 2,2% nos tipos com ~2% 
K2O 
mol. Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) < 1,1 mol. Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) > 1,1 
C.I.P.W. diopsídio normativo ou <1% coríndom 
normativo 
 
C.I.P.W. >1% coríndom normativo 
amplo espectro de composição de félsica a máfica composição relativamente restrita a tipos com alto SiO2 
minerais acessórios: magnetita ... Minerais acessórios: ilmenita, monazita .... 
Principais características entre granitóides do tipo-I e Tipo-S (Chappell & White 1974). 
 
Ishihara (1977) enquadra as rochas graníticas do Pacífico em duas séries: uma à 
magnetita, mais oxidada e outra a ilmenita, mais reduzida. Essa divisão proposta não é 
exatamente àquela de Chappell & White (1974), pois, embora todos os granitóides da série 
magnetita sejam do tipo-I, nem todos os granitóides da série ilmenita compreendem corpos 
exclusivamente do tipo-S (Takahashi et al. 1980). 
 
Série Magnetita Série Ilmenita 
presença de magnetita >0,1% Ausência de magnetita 
minerais opacos (mag.+ilm.) em grande quantidade Minerais opacos em pequena quantidade 
susceptibilidade magnética > 10-4emu/g susceptibilidade magnética < 10-4emu/g 
Fe2O3/FeO > 0,5 Fe2O3/FeO <0,5 
δ18O baixo δ18O alto 
δ34S positivo δ34S negativo 
minerais acessórios: ilmenita, hematita, pirita, 
calcopirita 
minerais acessórios: ilmenita, pirrotita, grafita, monazita, 
moscovita 
Principais características entre granitóides das séries Magnetita e Ilmenita (Ishihara 1977). 
 
 
 Pitcher (1979 e 1982) em sua proposta de classificação das rochas granitóides 
considerou-as relacionadas a determinados tipos de ambiente de geração e podendo ser 
divididas em 4 tipos: M, I (subtipo Cordilheirano e subtipo Caledoniano), S e A. Essa 
classificação - o modelo MISA - considerada como a classificação alfabeto por Clarck (1999), é 
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sujeita a várias críticas. Hoje a classificação das rochas graníticas, com relação ao seu ambiente 
tectônico de geração encontra-se bastante facilitada pelo emprego de diversos diagramas 
discriminantes, como, por exemplo, os de Pearce et al. (1984). De posse da análise química da 
rocha pode-se enquadrar o granito dentro de uma dessas divisões: Granito intraplaca (WPG), 
granito de arco vulcânico (VAG), granito sin-colisional (SYN-COLG) e granito de cordilheira 
oceânica (ORG). 
 
 
 
Diagrama Rb x Y+Nb para a discriminação dos settings tectônicos de granitos (Pearce 1996). 
 
 
Metalogenia Granítica e mineralizações associadas 
 
 As rochas graníticas representam do ponto de vista petrológico um grupo de rochas 
extremamente interessantes com relação às suas interações com a evolução geológica e pelo 
fato delas atuarem como indicadoras dos diversos tipos de ambientes tectônicos presentes no 
planeta. Além disso, elas são importantes do ponto de vista metalogênico em virtude da 
significativa diversidade de mineralizações (Cu, Mo, Ta, Sn, W, Li, Be, Au, etc.) a elas 
associadas. 
Os estudos sobre a metalogenia granítica envolvem diversos enfoques intrinsecamente a 
elas relacionados, tais como: a sua origem; as suas características petrográficas e químicas; a 
relação entre granitos estéreis x granitos mineralizados; a influência do meio litológico; a 
origem dos metais nos depósitos (herança x processos magmáticos); os fatores físico-químicos 
relacionados à migração e concentração dos metais; o modo de deposição dos fluidos 
mineralizadores; a profundidade ou nível de colocação dos corpos; a zonalidade mineralógica; 
as paragêneses principais encontradas; etc. Desta forma, a partir deste ponto, serão abordados 
diversos aspectos pertinentes ao conhecimento sobre a metalogenia das rochas graníticas. 
 Na opinião de Raguin (1965), granitos metalogênicos são geralmente aqueles que 
correspondem a corpos circunscritos, ou seja, aqueles que formam massas individualizadas têm 
caráter homogêneo e são fortemente contrastantes com as rochas encaixantes apresentando, 
ainda, as bordas bem definidas. 
A associação genética entre depósitos de minerais metálicos e magmas graníticos tem 
sido, portanto, objeto de intensos debates na literatura. Com os dados disponíveis hoje em dia, 
principalmente os de campo, mineralógicos, de inclusões fluidas e de isótopos, sabe-se que 
existem depósitos de minerais metálicos sem qualquer correlação com fluidos magmáticos, 
porém em um bom número de depósitos as relações temporal e espacial apontam para uma 
correlação diretamente relacionada com o magmatismo granítico quer plutônico, quer 
vulcânico. 
 
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Acumulação e descarga de fluidos magmáticos durante o processo de cristalização (Sillitoe 1996). 
 
A associação genética entre o magma granítico e os depósitos minerais está geralmente 
relacionada à composição do magma. As intrusões peralcalinas podem trazer em seu bojo 
mineralizações de Zr, Nb e ETR, enquanto mineralizações de Sn, Mo e B associam-se a 
sistemas mais aluminosos e enriquecidos em flúor. 
Em relação ao estado de oxidação dos magmas graníticos pode-se indicar que o Sn e o 
W têm tendência de se associar com magmas reduzidos, enquanto o Cu, Au e Mo estão mais 
associados com magmas mais oxidados. 
Alterações, em virtude de processos hidrotermais relacionados a fluidos graníticos, são 
sempre reconhecidas nos depósitos de filiação granítica. 
As mineralizações podem ter caráter proximal ou apical e distal ou periférica. As 
mineralizações proximais englobam as de Au, Mo, Cu, W, Sn e metais raros geralmente 
disseminadas nas partes apicais do plutonito. Os depósitos distais, que apresentam as 
mineralizações nas partes periféricas do corpo, compreendem os depósitos epitermais, 
escarnitos, pegmatitos, de filões/veios e sulfetos maciços. 
 
 
 
 
Zoneamento lateral e vertical de depósitos minerais relacionados a sistemas intrusivos (Sillitoe & Bonham 1990). 
 
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Ambientes crustais e depósitos hidrotermais de ouro (Groves et al. 1998) 
 
 
Depósitos proximais ou apicais 
 
a -Depósitos do tipo pórfiro. 
 
 Em linhas gerais, são os depósitos apicais contendo Cu, Cu-Mo, Mo, Cu-Au, Sn e W. 
Os mais conhecidos são os de Cu-Mo, Cu ou Mo, genericamente, denominados de “Guilbert & 
Lowell”. Correspondem a depósitos sulfetados bem zonados com alterações hidrotermais 
importantes, com distribuição também zonada diagnóstica. Apresenta às vezes um perfil de 
alteração supergênica que reconcentra a mineralização primária (hipogênica) formando um 
manto enriquecido de sulfeto secundário capeado por uma cobertura lixiviada sem 
mineralização. 
 O tipo diorito a Cu e Au corresponde a uma variação dos depósitos anteriores, com 
mineralização diferente, diferença no desenvolvimento das zonas de alteração e associação com 
rochas mais plagioclásias típicas de arcos de ilhas. 
 A concentração do minério se dá por plumas de vapor (H2O de origem magmática e 
meteórica) em um sistema convectivo. 
 
Cu-porfiríticos 
 
 Os depósitos genericamente classificados como do tipo cobre porfirítico são aqueles 
contendo acumulações de minério de Cu e de Mo disseminado, disseminado-stockwork e em 
vênulas e que se encontram intimamente relacionadas, temporal e espacialmente, com as 
intrusões graníticas de textura porfirítica. Encontram-se associados a zonas de subducção 
relacionadas tanto a margens continentais ativas quanto a arcos insulares. Geralmente 
correspondem a depósitos onde a mineralização disseminada constitui grandes volumes de 
minério com baixos teores. Os depósitos mais conhecidos encontram-se nas zonas orogênicas 
modernas, particularmente naregião circunpacífica e em termos de idades são mesozóicos e 
cenozóicos, embora também haja registros de depósitos com idades mais antigas (arqueana). 
A maioria dos depósitos estudados desenvolve um zoneamento tanto da mineralização 
quanto da zona de alteração que envolve a jazida. Essa alteração do minério forma um 
envoltório ou cinturão de forma aproximadamente cilíndrica sobre um núcleo com baixo teor de 
cobre e molibdênio. O cinturão é envolvido por auréolas piritosas onde o teor de pirita decresce 
sucessivamente, sendo que a zona periférica superior da zona piritosa pode conter 
mineralizações de Pb, Zn, Au e Ag, além da calcopirita. A magnetita envolve a parte inferior do 
cinturão mineralizado. 
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Esquematicamente, quatro zonas silicáticas (podem ocorrer variações em virtude do 
tipo de rocha encaixante, composição da intrusão e nível de exposição do sistema) envolvem o 
depósito: a potássica, fílica, propílica e argílica que, em linhas gerais, correspondem a: 
 
■ zona potássica caracterizada pela presença de ortoclásio, biotita e quartzo, acompanhados de 
albita, sericita, anidrita e apatita sendo a magnetita, calcopirita, bornita e pirita comuns. 
 
■ zona fílica ou de sericitização formada pela lixiviação de Na, Ca e Mg dos aluminossilicatos 
e caracteriza-se pela presença de quartzo+sericita, sendo os minerais acessórios os mesmos 
da zona potássica. 
 
■ zona propilítica caracterizada pelo desenvolvimento de minerais calciomagnesianos 
notadamente clorita, epídoto, calcita e anortita, com apatita, anidrita, ankerita e hematita os 
principais minerais acessórios. Sulfetos são raros e representados por pirita e calcopirita. 
 
■ zona argílica caracterizada pela presença de montmorilonita, ilita, hidromicas e pirofilita com 
ou sem caulinita. 
 
 
 
Zoneamento e mineralizações de depósitos do tipo Guilbert & Lowell (Cu-Mo pórfiro). 
 
 
 
Zonas de alteração de depósitos do tipo Guilbert & Lowell (Cu-Mo pórfiro). 
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Au-pórfiro 
 Os depósitos de Au-pórfiro são uma variante dos depósitos Cu-porfiríticos só que os 
teores de ouro são superiores a 1,5 ppm. Em suas características gerais os depósitos porfiríticos 
de cobre ricos em ouro não diferem dos demais depósitos porfiríticos de Cu-Mo, entretanto, os 
primeiros apresentam uma maior quantidade de magnetita hidrotermal em relação aos demais 
depósitos do tipo pórfiro. 
Eles são gerados em arcos vulcânicos-plutônicos em ambientes de arcos de ilhas ou 
margens continentais, de todas as idades, associados a suítes graníticas do tipo-I, da série 
magnetita, e preservados onde os níveis de erosão são relativamente rasos (menor que 4 km). 
Associam-se a plutonitos cálcio-alcalinos baixo e alto K até alcalinos. Nos depósitos onde o 
cobre apresenta teor elevado o ouro está associado à calcopirita-bornita com pouca pirita, 
enquanto nos depósitos onde o Cu é deficiente o sulfeto predominante é a pirita. 
 
 
b - Greisens 
 
 As mineralizações mais importantes associadas aos greisens correspondem ao Sn 
(cassiterita) e W (wolframita), podendo ocorrer ainda Mo (molibdenita), Bi (bismutinita), Li e 
Be (berilo). 
 Os depósitos de estanho e metais raros associados encontram-se espacialmente 
associados às zonas apicais de intrusões graníticas rasas (1 a 4 km de profundidade) em 
diferentes ambientes tectônicos, sendo que as maiores concentrações de Sn ocorrem em 
ambientes sin-colisionais e anorogênicos. Os granitos associados aos depósitos de estanho têm 
geralmente composição peralcalina ou peraluminosa. 
O enriquecimento em elementos como boro, flúor e lítio, é comum nos granitos 
evoluídos e considerados como um dos principais fatores de formação dos depósitos de 
estanho. Diferentes tipos de alteração hidrotermal tais como fluoritização, turmalinização, 
cloritização, talcificação, silicificação, topazização e albitização também podem indicar os 
processos de greisenização, portanto, minerais como topázio, fluorita, turmalina e micas 
litiníferas são diagnósticos desses depósitos. Esses mesmos minerais também são indicadores 
de granitos evoluídos portadores de metais raros. 
Normalmente são depósitos não zonados, geralmente com alteração representada por 
certa moscovitização, que depende normalmente da composição da rocha encaixante. Enxames 
de veios e filões geralmente de quartzo (quartzo-moscovita, quartzo-topázio, quartzo-turmalina) 
em stockwerk ou stockwork gerados por fraturamento hidráulico, estão invariavelmente 
associados às zonas alteradas greisenizadas. 
 Os greisens podem se formar diretamente na cúpula granítica (endogreisens) ou nas 
rochas encaixantes (exogreisens). 
 Shcherba propôs um modelo zonado para as zonas apicais graníticas que corresponde: 
 
 anel + externo greisenizado → anel intermediário albitizado (albitito) → anel + interno 
microclinizado. 
 
 
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Modelo esquemático de zona de greisen baseado em Shcherba. 
 
 
 
 
Sistemas F de mineralizações Sn e metais raros. Adapatado de Pollard et al. (1987). 
 
 
 
Sistemas B de mineralizações Sn e metais raros. Adapatado de Pollard et al. (1987). 
 
 
Depósitos periféricos ou distais 
 
 Os depósitos periféricos compreendem: 
 
 a) filões hidrotermais e pneumatolíticos. 
 Os filões geralmente estão associados à plutons calcialcalinos, alcalinos e alasquíticos e 
podem, de acordo com a concepção mais clássica (Lindgreen 1933 e outros), ser divididos em: 
 
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 • epitermais (U, Hg, Sb, As, Au+Te, Mn,...); 
hidrotermais • mesotermais (Ag, Pb, Zn, Ni+Co+Bi, ...); 
 • hipotermais (Au +Cu, Cu, Au +Mo, Cu +Mo+Bi); 
 
hidrotermal (hipotermal) 
 / pneumatolítico • veios greisenizados (Sn, Sn +Nb+Ta, Sn+W, 
 Au +W+Sn). 
 
 Os filões epitermais são aqueles cujas temperaturas de formação ficam entre 100oC-
150oC e têm profundidade de colocação em torno dos 500 metros. Geralmente correspondem a 
veios quartzosos que encontram-se preenchendo estruturas brechadas. Os depósitos usualmente 
relacionados são os de: 
 
♦ cinábrio, com marcassita, estibinita, hidrocarboneto, em ganga de quartzo, opala, 
calcita; 
♦ estibinita, com pirita e outros sulfetos associados; 
♦ metais base (calcopirita, galena, esfalerita), com tetraedrita e ganga abundante de 
quartzo, carbonato, fluorita ou barita; 
♦ ouro / argentita-ouro / ouro-teluretos / ouro-selenetos, com ouro nativo ou teluretos 
de ouro ou selenetos de ouro misturado a prata, argentita e rubysilver (proustita e 
pirargirita) subordinados. 
 
Os filões mesotermais são aqueles cujas temperaturas de formação ficam entre 175oC-
300oC e têm profundidade de colocação (em relação à superfície topográfica original) em torno 
dos 1.500 metros. Também correspondem, no geral, a veios quartzosos que se encontram 
preenchendo fraturas regulares segundo a direção e caimento. Caracteristicamente são 
marcados pela ausência de biotita, granada, piroxênios e anfibólios, turmalina e topázio (alguns 
deles quando presentes, e.g., magnetita e especularita, estão em pequenas quantidades). Os 
principais minerais de minério são sulfetos, arsenietos, sulfoantimonietos e sulfoarsenietos 
representados por: pirita, calcopirita, arsenopirita, galena, esfalerita, tetraedrita, tennantita e 
ouro nativo. O quartzo é um dos constituintes predominantes da ganga, entretanto gangas 
carbonáticas (calcita, dolomita, ankerita e mais raramente siderita) também são comuns. 
Ocasionalmente fluorita e barita podem ser importantes. Adularia é rarae a albita ocorre em 
alguns depósitos. 
Os filões hipotermais (incluem-se aqui os hidrotermais/pneumatolíticos) são aqueles 
cujas temperaturas de formação ficam entre 300oC-500oC, são os tipos de colocação mais 
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profunda (ressalvando que o principal critério diagnóstico seria representado pela T). 
Piroxênios, anfibólios, granadas, ilmenita, magnetita, especularita, pirrotita, turmalina, topázio, 
micas marrons e verdes e espinélios, ausentes ou escassos nos depósitos anteriormente citados, 
são, agora, freqüentes. Portanto, um ou mais desses minerais podem estar comumente presentes. 
Geralmente correspondem a veios quartzosos que se encontram preenchendo estruturas 
irregulares ou assumindo formas lenticulares. Os depósitos usualmente relacionados são 
representados por veios de: 
 
♦ cassiterita, wolframita, e molibdenita; 
♦ ouro; 
♦ cobre-turmalina; 
♦ chumbo-turmalina. 
 
b) pegmatitos. 
 Pegmatitos são corpos caracterizados por apresentarem os seus minerais bem 
desenvolvidos, não raro agigantados. Deles aproveitam-se como minerais industriais o 
feldspato, a moscovita e o quartzo, as gemas (e.g., turmalina, água-marinha, topázio, kunzita, 
etc), e uma série de metais raros como o Li (petalita, espodumênio, lepidolita), Be (berilo), Ta 
(microlita, tantalita), além de Sn (cassiterita). 
Os pegmatitos podem ser homogêneos e heterogêneos, zonados e não zonados, de 
pequeno ou grande porte. Os tipos mais interessantes compreendem os pegmatitos 
heterogêneos, zonados (com núcleo de quartzo) e mais albitizados (com mais sódio). De um 
modo geral, para Solodov (1959) constituem 4 tipos: 
 
 • microclínio; 
 • albita-microclínio; 
 • albita; 
 • albita-espodumênio. 
 
 O processo mineralizador dos pegmatitos fortemente mineralizados em metais raros 
provavelmente corresponde ao hidrotermalismo. Acredita-se, hoje, que essa mineralização se 
processa diretamente a partir da cristalização do magma granítico. Isso, em parte, pode ser 
comprovado pelas inúmeras ocorrências registradas, em nível mundial, de granitos a metais 
raros. 
 A classificação dos pegmatitos é fortemente influenciada pelo esquema de 
profundidade de emplacement dos corpos graníticos proposto por Buddington (1959). Desta 
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forma, os pegmatitos são classificados de acordo com as suas profundidades de colocação e 
relações com o metamorfismo e os plútons graníticos. 
Cerny (1991) propôs, então, um esquema calcado na correlação do posicionamento 
tectônico relacionado aos eventos orogênicos que os formaram. Dessa forma os pegmatitos 
foram classificados em 4 categorias (Tabela ...) representadas pelos tipos: 
 
● Abissais: alto grau de T e alta a baixa P; 
● Moscovita: alta P, baixa T; 
● Elementos Raros: baixas T e P; 
● Miarolítica: níveis crustais rasos. 
 
Além disso, esse mesmo autor, após estudar granitos férteis, de composição 
supersaturada em Si O2 e seus pegmatitos associados, ainda propôs uma divisão desses corpos 
calcada nas principais assinaturas químicas desses corpos que permitiu o reconhecimento de 
pegmatitos dos tipos LCT (Li, Rb, Cs, Be, Ga, Sn, Nb<Ta, B, P e F) e NYF (Nb>Ta, Y, REE, 
SC, Ti, Zr, Be, Th, U, e F). 
Os pegmatitos do tipo LCT (lítio, césio, tântalo) correspondem aos corpos mais 
amplamente distribuídos e apresenta uma ampla diversidade de variedades associadas que vão 
desde corpos estéreis, pegmatitos portadores de berilo+columbita-tantalita+ fosfatos até tipos 
mais complexos ricos em Li. Esses corpos geralmente gravitam em torno dos granitos que 
serviram de fonte para essas emissões. A sua composição é enriquecida em Li, Rb, Cs, Be, Sn, 
Nb<Ta, B, P, F enquanto Y, Zr, Ti e ETR são baixos. 
Os pegmatitos do tipo NYF (nióbio, ítrio, flúor) são menos freqüentes e apresentam 
uma paragênese mineral mais simples. Os corpos são encontrados bem próximos ao contato ou 
no interior dos corpos graníticos geradores. Eles contêm Nb>Ta, Y, REE, SC, Ti, Zr, Be, Th, U, 
e F, sendo o conteúdo de P, B bem baixos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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classe 
 
família 
Grau de 
Mineralização 
Elementos 
menores típicos 
Ambiente metamórfico Relação com o granito Feições estruturais 
 
abissal 
 
- 
 
fraca a moderada 
 
U, Th, Zr, Nb, Ti, Y, 
ETR, Mo 
(anfibolito alto) baixa a 
alta P, fácies granulito 
~4-9kb e ~700-800oC 
Nenhuma 
(segregações de leucossomas 
anatéticos) 
concordante a veios mobilizados 
discordantes 
 
 
moscovita 
 
- 
fraca a moderada, 
micas e materiais 
cerâmicos 
 
Li, Be, Y, ETR, Ti, U, 
Th, Nb>Ta 
alta P, Barroviana 
fácies anfibolito (cianita-
sillimanita) 
~5-8 kb e ~650-580oC 
Nenhuma 
 (corpos anatéticos) a marginal 
e externa 
 
quase concordante a discordante 
 
 
LCT 
 
fraca a abundante, 
gemas e minerais 
industriais 
 
Li, Rb, Cs, Be, Ga, 
Nb<, >Ta, Sn, Hf, B, P, 
F 
baixa P, Abukuma 
anfibolito a xisto verde 
superior (andalusita-
sillimanita) 
~2-4Kb e ~650-500oC 
 
 
(interior a marginal) 
exterior 
 
 
quase concordante a discordante 
 
 
 
 
Elemento 
Raro 
 
NYF 
fraca a abundante, 
minerais cerâmicos 
 
Y, ETR, Ti, U, Th, Zr, 
Nb>Ta, F 
 
variável 
 
interior a marginal 
pods interiores, corpos concordantes a 
discordantes exteriores 
miarolítico NYF fraca, gemas Be, Y, ETR, Ti, U, Th, 
Zr, Nb>Ta, F 
raso a subvulcânico 
~1-2kb 
interior a marginal pods interiores a diques 
 
Classificação dos pegmatitos de Černý (1991). 
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c) Depósitos do tipo Cu-Au-óxido de ferro (IOCG) 
 
 São depósitos controlados por falhas ou zonas de cisalhamento e considerados como 
relacionados a intrusões graníticas, apesar de apresentarem disposições distais. Correspondem a um 
produto magmático-hidrotermal caracterizado por uma quantidade significativa de fluidos de 
origem não magmática (sedimentar-evaporítica e meteórica). 
Eles localizam-se preferencialmente em estruturas tectônicas, apresentando abundantes 
minerais de ferro (magnetita e/ou hematita) e formam depósitos em veios e brechas. Os elementos 
principais, Cu, Au e/ou Ag, que constituem a mineralização são acompanhados de Co, U, ETR, Ba 
e F. Eles são encontrados em distritos onde ocorreram intensos processos relacionados ao 
metassomatismo Na-Ca-Cl. As idades dos granitos encontrados nas proximidades dos depósitos são 
bem próximas às da mineralização. Nos depósitos, a magnetita predomina naqueles de origem 
relativamente profunda em detrimento da hematita que ocorre nos depósitos formados em 
profundidades menores. Esses depósitos aparentemente demonstram certa analogia com os 
depósitos de magnetita-apatita do tipo Kiruna (Willians 2000). 
A maioria dos depósitos proterozóicos mostra associação com magmatismo anorogênico ou 
magmatismo gerado em orogenia ensiálica. Existe grande concentração de depósitos com idades 
entre 1,8 e 1,4 Ga e dentre os exemplos mundiais pode-se citar o de Olympic Dam e do Distrito de 
Cloncurry (Austrália) e os depósitos do distrito de Carajás. Dentre os exemplos de depósitos mais 
novos, fanerozóico, registra-se o de Candelária (Chile). 
 
 
 
 
Ambientes propícios para a formação de depósitos de Cu-Au-óxido de ferro (Willians 2000). 
 
 
 
 
 
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Depósitosproximais e periféricos 
 
a) escarnitos. 
 
 Os depósitos pirometassomáticos (escaníticos) são aqueles formados pela interação entre 
plutonitos graníticos (granito, diorito, monzonito) além de sienitos, gabros, diabásios ou os seus 
pórfiros correspondentes e as rochas encaixantes (que podem ser de qualquer tipo) em função do 
metamorfismo de contato, cujas temperaturas situam-se entre 400oC e 600oC. Esses depósitos se 
desenvolvem melhor quando as rochas encaixantes são representadas, preferencialmente, por 
rochas calcáreas. 
A associação mineralógica é característica: calcopirita, pirita, pirrotita, esfalerita e 
molibdenita são os sulfetos mais comuns; magnetita e especularita os óxidos mais comuns. Dentre 
os principais tipos de depósitos encontram-se os de Fe, W, Cu, Pb-Zn, Mo e Sn. 
Na ganga encontram-se silicatos de cálcio, magnésio, ferro e alumínio (elementos 
geralmente fornecidos pelas rochas encaixantes tipo carbonáticas e argilitos). Granada, epidoto, 
vesuvianita, diopsídio, tremolita e wollastonita são os minerais correspondentes. 
A geração desse tipo de depósito é seqüencial e em linhas gerais podem-se apontar três 
fases formacionais: a partir do metamorfismo termal, logo a partir da intrusão (1o fase), seguida de 
um intenso processo metassomático que traz a mineralização primária (2o fase) seguida de um 
retrometamorfismo que reconcentra a mineralização (3o fase). 
Esses depósitos são geralmente bem zonados e situados na interface com a rocha 
carbonatada. 
 Os reaction skarns correspondem a níveis de margas ou material misto vulcano-sedimentar 
transformados em rochas calciossilicatadas em função do metamorfismo regional. A mineralogia 
com relação ao tamanho dos grãos, a composição química (- Fe nas rochas calciossilicáticas) e o 
conteúdo em metais diferem em relação aos escarnitos (+ Fe no escarnito). 
 
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Mineralizações relacionadas aos escarnitos. 
 
 
 
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Magmas Graníticos enriquecidos em metais raros 
 
De modo geral, a evolução dos magmas graníticos pode-se dar, predominantemente, através 
da remoção de material da fonte não fundida (restito) e pela cristalização fracionada. Magmas 
graníticos que evoluem predominantemente por cristalização fracionada podem se tornar, 
significativamente, enriquecidos em elementos incompatíveis e, portanto, gerar um potencial para 
mineralizações, particularmente as de Sn, Ta, Cu e Mo. 
Esses magmas residuais podem: 
 
■ ser injetados nas rochas encaixantes e cristalizar como pegmatitos mineralizados a metais 
raros; 
 
■ cristalizar in situ como granitos a metais raros; 
 
■ gerar fluidos magmáticos-hidrotermais enriquecidos em elementos metálicos que poderão 
cristalizar (durante os processos de alteração pervasiva) nos sistemas portadores de Sn. 
 
Em alguns casos, o fracionamento químico pode ser detectado através de uma série de 
fácies menos fracionada, anteriores, sugerindo que os magmas originais foram provavelmente 
derivados de uma fonte ‘normal’ não enriquecida em metais raros (Lehmann 1990). Em outros, não 
se observam as fácies menos evoluídas e os magmas originais são inferidos como derivados de 
fontes especiais (enriquecidas em metais raros) ou através de pequenos graus de fusão parcial do 
protólito. 
O principal papel dos constituintes voláteis (F, Li, B, e P) é o de diminuir progressivamente 
as temperaturas líquidus e solidus com o aumento de sua concentração, quebrar a rede dos 
aluminosilicatos do líquido e, portanto, fornecer sítios adicionais para a incorporação de elementos 
incompatíveis e de raio iônico grande e fornecer uma oportunidade para um extensivo 
fracionamento e para a promoção de tendências distintas dos elementos maiores na composição do 
magma. 
Os granitos ricos em metais raros podem ser divididos em três tipos geoquímicos. Para 
Kovalenko (1978) eles podem ser considerados como dos tipos: 
 
 
■ Li-F, que contém mineralizações de Ta-Li-Sn e, às vezes, W; 
 
■ padrão, que inclui mineralizações de W, Mo, Be e raramente Ta e Sn; 
 
 ■ granito agpaítico, que contém depósitos de ETR, Y, Nb e Zr. 
 
Granitos do tipo Li-F tem estrutura interna complexa, com fases iniciais alasquíticas e fases 
finais incluindo albita-granito. São granitos peraluminosos, ricos em F e apresentam a amazonita, 
zinwaldita ou lepidolita dentre seus minerais mais importantes. Seus análogos efusivos e 
subvulcânicos são ongonito e riolito ricos em F. 
Granitos do tipo padrão são peraluminosos, pobres em F e suas composições correspondem 
à granítica média pobre em Ca. 
Os granitos agpaíticos são naturalmente peralcalinos, formam maciços individualizados, ou 
conectados a biotita granitos ou do tipo Li-F. 
Para Pollard (1989, 1995) os granitos especializados em metais raros correspondem aos: 
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■ Álcali granito contendo minerais peralcalinos principalmente associados a 
mineralizações de Nb (pirocloro). Esses granitos são comumente anorogênicos e 
caracterizados por expressivos conteúdos de F, Nb, Zr, Rb, Sn e ETR e baixos conteúdos 
de CaO, Ba, Sr e Ta/Nb. 
 
■ Biotita e/ou moscovita granitos com micas de Fe e Li aos quais se associam 
mineralizações de Nb-Ta(-Sn) sob a forma de columbita-tantalita e cassiterita. Ocorrem 
em ambientes anorogênicos a pós-orogênicos, sendo caracterizados pelo alto conteúdo 
em F, Rb e Sn e baixo CaO, Ba, Sr e Eu. 
 
■ Lepidolita-albita granito que apresenta topázio, associado com mineralizações de Ta (-
Nb-Sn) (columbita-tantalita e cassiterita rica em Ta). Eles ocorrem em ambientes pós-
orogênicos caracterizados pelos altos conteúdos de Al2O3, F, Li, Rb, Sn, Ta e Ta/Nb e 
baixos Ba, Sr, Eu, Zr e ETR. 
 
 
As variedades peraluminosas geralmente ocorrem em cinturões dobrados, como plútons 
pós-orogênicos, estando associadas predominantemente com mineralizações de Ta (-Sn) contendo 
topázio primário e micas ricas em Li. A mineralização (columbita-tantalita, microlita e cassiterita 
rica em Ta) é disseminada nas partes apicais da fácies mais evoluída do corpo granítico. 
As variedades peralcalinas contendo arfvedsonita e egirina primárias, em sua maioria, 
foram posicionadas durante eventos extensionais ou migraram para porções mais elevadas a partir 
de hot spots do manto em antigas regiões cratônicas, formando complexos anelares subvulcânicos. 
As mineralizações formadas são do tipo disseminadas sendo que predominam as mineralizações do 
tipo Zr, Nb e ETR formadas durante a cristalização do magma ou durante alteração hidrotermal 
pervasiva (metassomatismo Na e Ca). 
Os depósitos de Ta relacionados aos granitos (especializados) encontram-se, geralmente, ou 
como zonas maciças ou em forma de lentes, com a mineralização disseminada nas zonas apicais 
desses corpos. Para Raimbault et al. (1991) granitos portadores de tântalo podem ser divididos em 
duas classes: 
 
 
■ pobre em sílica (67%< SiO2 <72%) e enriquecido em P (0,6% < P2O5 < 2%) denominada 
ambligonita granitos (correspondendo ao subtipo ambligonita-lepidolita pegmatito a metais 
raros-LCT); 
 
■ com sílica normal (71% < SiO2 < 76%) e com baixo P (P2O5 <0,15%). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Formação Ferrífera Bandada 
 
As formações ferríferas bandadas (em inglês:banded iron formation BIF ) correspondem a 
uma rocha sedimentar ou metassedimentar (≥ 15% Fe) de origem química, vulcanoquímica ou 
bioquímica finamente estratificada, apresentando camadas de óxidos, carbonatos, sulfetos ou 
silicatos de ferrorítmicamente alternadas com camadas diferenciadas destas (quartzosas, 
anfibólicas, quartzo cloríticas, etc.). 
São 4 as fácies mineralógicas das FFB: 
 
- óxido: magnetita e hematita; 
- silicato: cummingtonita, grunerita, greenalita, minnesotaita, stilpnomelano, Fe cloritas; 
- carbonato: ankerita e siderita; 
- sulfeto: pirita e pirrotita. 
 
Admite-se que bactérias photosynthetic produziram oxigênio nos antigos oceanos e com 
isso provocaram a precipitação do óxido de ferro (Fe proveniente de exalações submarinas) que 
não é solúvel na água. 
As formações ferríferas consistem da alternância de finas camadas de óxido de ferro 
(geralmente magnetita e hematita) e argila, chert ou jaspe. A deposição destas camadas teve um 
apogeu do Neoarqueano ao Paleoproterozóico, provavelmente devido ao enriquecimento em O2 da 
atmosfera neste período o que levou a oxidação de ferro em solução (Fe+2->Fe+3) nos mares 
daquelas épocas. Os depósitos datam de antes de 3,0 Ga. mas, alguns, têm idades por volta de 2,5 
Ga. e outros são mais jovens com 1,8 Ga. Exceções ocorrem como as idades de 0,8 a 0,6 Ga. 
As rochas associadas dependem do ambiente de geração e podem incluir: rochas vulcânicas 
máfica-(ultramáfica), tufos intermediários a félsicos, rochas sedimentares ricas em quartzo, argila, 
grauvacas, rochas sedimentares carbonosas e dolomito. Os dois tipos principais são o Lago 
Superior e o Algoma. 
O tipo Lago Superior é formado em ambientes estável de plataforma - foredeep nas 
margens de cratons Proterozóicos. As rochas associadas incluem dolomito, arcósio, quartzito, 
argilito carbonoso, conglomerado e uma menor participação de rochas vulcânicas. 
O tipo Algoma é formado em ambiente marinho tectonicamente instável (greenstone belts) 
de arco vulcânico (e outros settings relacionados) do Arqueano ao Proterozóico. As rochas 
associadas incluem turbiditos, grauvacas, argilitos, rochas vulcânicas e rochas sedimentares 
metalíferas. 
 Os depósitos associados correspondem aos de manganês situados nas proximidades, ou 
diretamente relacionados às FFB. Algumas formações ferríferas podem ocorrer como fácies laterais 
de depósitos de sulfetos massivos do tipo VMS. Há também, uma relação espacial, entre formações 
ferríferas e depósitos de ouro. 
No Brasil as camadas ferríferas bandadas podem desenvolver depósitos de ferro 
economicamente exploráveis dos dois tipos. As jazidas de itabiritos do Quadrilátero Ferífero, 
Minas Gerais, relacionas ao Supergrupo Minas, pertenceriam ao tipo Lago Superior e o depósito de 
Carajás ao tipo Algoma. 
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Formação ferríferas bandada, Ontario, Canadá (hematita / magnetita e bandas de jaspe vermelho). 
 
 
Afloramento típico de FFB. 
 
 
 
 
 
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Depósitos originados por concentração residual 
 
 Esse é um grupo de depósitos, importante para países com clima tropical úmido (e.g., 
Brasil) formado pela acumulação residual de uma ou mais substâncias após a remoção de outras 
instáveis às condições físico-químicas locais. 
 Os principais tipos de depósitos residuais compreendem depósitos formados por processos 
de laterização e os caracteristicamente não lateríticos. Os depósitos lateríticos abrangem as jazidas 
de: alumínio (bauxito), manganês e níquel (garnierita). Os depósitos não lateríticos compreendem 
os de fosfato (apatita), titânio (anatásio), vermiculita, nióbio (pirocloro) e terras raras (monazita e 
florencita). 
 
Depósitos lateríticos 
 
Esses depósitos geneticamente relacionam-se aos processos intempéricos e desenvolvem-se 
geralmente em antigas superfícies de aplainamento, onde serão propiciadas as condições ideais 
para a lixiviação dos componentes indesejáveis (e.g., sílica). 
 
■ Bauxito 
 
 Os depósitos de bauxito formam-se sobre rochas com ausência de quartzo, particularmente 
sobre nefelina sienitos, basaltos e calcários. A posição geomorfológica também é importante 
permitindo distinguir os depósitos de plateau dos depósitos de encosta. 
A rocha bauxítica (constituída geralmente pelos minerais bohemita e gibbsita) forma-se em 
clima úmido tropical, onde haja a rápida lixiviação das rochas do Na, K, Ca e Mg e a separação do 
Al do Si e do Fe. 
 
 
■ Níquel laterítico 
 
 Os depósitos de garnierita só se formam sobre rochas ultrabásicas e in situ (autóctones). Os 
minerais mais comuns nesses depósitos são: a goethita, as serpentinas, o talco e as smectitas. O 
minério pode ser de dois tipos: oxidado (Ni associado à goethita) ou silicatados (Ni associado à 
serpentina ou talco). 
 Geralmente o perfil de alteração é representado por uma cobertura de goethita sobre uma 
parte enriquecida com silicatos, passando para a rocha inalterada de composição dunítica. 
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- 41 - 
 
Perfil esquemático de depósito de Ni laterítico. 
 
■ Depósitos de manganês 
 
 Os depósitos de manganês formam-se sobre rochas carbonatadas manganesíferas (com 
rodocrosita), sobre xistos manganesíferos (com espessartita e secundariamente com rodonita e 
piemontita) e sobre tufos e cinzas (metamorfisados ou não). Podem constituir depósitos de até 100 
Mt. 
 Assemelham-se na disposição às lateritas ferruginosas, assumindo o seguinte perfil a partir 
da superfície: 
 
 
minério pisolítico → plaquetas → nódulos → matacões. 
 
 
 Junto ao substrato rochoso podem formar-se concentrações maciças de minério compacto. 
Na superfície podem encontrar-se também a goethita. Nos níveis inferiores manganesíferos 
encontram-se o psilomelano, a manganita, a polianita e a dialogita (carbonato). 
 
Depósitos não lateríticos. 
 
Depósitos de P, Nb, Ti 
 
 São depósitos residuais normalmente relacionados às intrusões carbonatíticas onde as 
acumulações de P (apatita), Ti (anatásio), Nb (microlita), TR (monazita) e vermiculita dão-se pela 
alteração e lixiviação dos carbonatos dos carbonatitos. 
Os minerais que se encontram disseminados na rocha carbonática, são estáveis às 
condições intempéricas e após a remoção desta, acumulam-se formando, localmente, os depósitos 
minerais. As condições consideradas como necessárias para a formação dos depósitos 
correspondem (além da composição favorável da rocha matriz, i.e., portadora dos minerais 
econômicos) condições de relevo e clima favoráveis (clima tropical, i.e, com estações chuvosa e 
seca bem definidas), velocidade de erosão controlada, e os aspectos estruturais da região. É claro 
que para que não haja a completa erosão do depósito há a necessidade da formação de uma 
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depressão onde o minério possa se acumular. Profundidades de intemperização registradas podem 
atingir mais de 200 metros. 
No perfil de intemperização têm-se as concentrações de titânio encimando as de fosfato. A 
formação das concentrações de titânio deriva, provavelmente, da transformação da perovskita 
(CaTiO3) em anatásio (TiO2) pela simples remoção do cálcio admitindo-se, entretanto, a formação 
deste a partir da solubilização do titânio ( retirado dos minerais de Ti existentes, incluindo-se o 
próprio anatásio) seguida da reprecipitação sob a forma de anatásio. Essa hipótese foi considerada 
para explicar a presença no depósito de Tapira de cristais substancialmente maiores deste último 
mineral em relação aos de perovskita. Com relação ao depósito citado, imediatamente abaixo no 
perfil de alteração com titânio (> 15% TiO2 e <5% P2O5 solúvel) encontram-se as mineralizações 
de fosfato com titânio (> 15% TiO2 e >5% P2O5) que por sua vez passa para uma zona 
mineralizada essencialmente com apatita (<15% TiO2 e >5% P2O5).