Recursos Minerais

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RECURSOS	MINERAIS
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João	Batista	Guimarães	Teixeira
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814 Geologia do Brasil
Recursos minerais são concentrações de materiais 
rochosos que podem ser utilizados pelo homem. Eles são 
fonte de grande parte dos materiais que compõem a base 
da sociedade industrial moderna. Entre esses encontram-
-se ferro, cobre, alumínio, zinco, ouro, materiais de cons-
trução e muitas outras substâncias metálicas e não me-
tálicas. Petróleo, gás natural, carvão mineral e minerais 
radioativos (que contêm urânio e tório) estão incluídos no 
grupo dos recursos energéticos.
Depósitos minerais são tipos especiais de rochas, 
as quais, assim como todas as demais, têm sido continua-
-mente criadas e destruídas pelos processos geológicos 
que atuam no interior e na superfície do planeta Terra. 
Esses processos, chamados metalogenéticos, compre-
endem mudanças químicas nos quais os elementos ou os 
compostos que estavam dispersos em grandes volumes de 
rochas foram coletados e concentrados em espaços rela-
tivamente pequenos para formar as zonas mineralizadas. 
O tempo de formação de um depósito mineral pode se 
estender por milhões de anos, muito além, portanto, da 
escala de tempo utilizada pela humanidade. Por essa razão 
os recursos minerais são chamados “não renováveis”, dife-
rentes dos recursos renováveis, tais como produtos agrí-
colas e madeireiros, que podem ser cultivados e voltam a 
crescer em um mesmo local no intervalo de meses a anos.
Hoje em dia muitos trabalhos de pesquisa são reali-
zados tentando-se compreender e quantifi car os processos 
metalogenéticos, incluindo a identifi cação das fontes dos 
metais, meios de transporte, mecanismos de deposição, 
controles estruturais em todas as escalas e na caracteri-
zação dos fenômenos pós-deposisionais que atingem os 
corpos mineralizados.
O processo de procurar e encontrar um depósito 
mineral, avaliá-lo economicamente, extrair e benefi ciar o 
recurso e fi nalmente recuperar a paisagem e o ambiente 
natural da área minerada é denominado “ciclo de vida” de 
um depósito mineral. O procedimento completo exige um 
tempo normalmente longo e dispendioso, sempre reque-
rendo o uso de tecnologia e equipamentos modernos, sob 
a supervisão multidisciplinar de especialistas experientes.
DEFINIÇÕES 
Os minerais são defi nidos como “substâncias 
inorgânicas sólidas e homogêneas que ocorrem natural-
mente, com composição química defi nida e arranjo cris-
talino ordenado”. Minerais podem ser metálicos como, 
por exemplo, o ouro (Au) e a calcopirita (CuFeS2) ou 
não metálicos como, por exemplo, barita (BaSO4), calcita 
(CaCO3) e halita (NaCl).
A Geologia Econômica procura classifi car os bens 
minerais com base na informação detalhada sobre tipos 
de minérios e depósitos que detenham valor econômico. 
Algumas defi nições específi cas dentro dessa classifi cação 
são as seguintes:
• Ocorrência mineral: Qualquer minério ou mineral 
de importância econômica, em qualquer concentração, 
encontrados na rocha ou na superfície, como material 
disperso (blocos rolados).
• Minério: Mineral ou associação de minerais (rocha) 
que podem ser explorados do ponto de vista comercial. 
É composto pelos “minerais de minério” e por “mine-
rais de ganga”, estes desprovidos de valor comercial. 
Exemplos de minerais de minério: ouro, wolframita, 
cassiterita, hematita, calcopirita, galena, argentita, es-
falerita, barita etc. Exemplos de minerais de ganga: 
quartzo, calcita, turmalina, barita etc.
• Reserva mineral: Determinado volume de rochas com 
características próprias, passível de aproveitamento 
econômico.
• Minério primário: Minério que não sofreu alteração 
intempérica. Encontra-se normalmente em profundi-
dade. Exemplo: depósitos de veios auríferos ou depó-
sitos de sulfetos metálicos.
• Minério secundário: Minério que sofreu intempe-
rismo e oxidação in situ como, por exemplo, minérios 
supergênicos (lateríticos) de ouro, níquel, alumínio e 
ferro, ou então que sofreu intemperismo, desagregação, 
transporte e deposição como, por exemplo, depósitos 
aluviais (pláceres) de ouro, cassiterita, wolframita etc.
• Protominério: Concentração mineral de origem pri-
RECURSOS MINERAIS
João Batista Guimarães Teixeira
 
815
RECURSOS MINERAIS 32
das principais regiões produtoras e de suas relações com as 
rochas hospedeiras. A rápida evolução no entendimento 
da tectônica global durante os últimos 40 anos demons-
trou a importância dos ambientes e processos tectônicos 
no controle tanto da natureza das rochas encaixantes 
quanto nos tipos e dimensões dos depósitos minerais que 
nelas são gerados.
A partir desse novo conhecimento surgiu a com-
preensão de que os depósitos de minerais primáriosre-
presentam extraordinárias concentrações metálicas que se 
formam por processos magmáticos, magmato-hidroter-
mais e hidrotermais, em ambientes geodinâmicos carac-
terizados por alta energia termal e/ou mecânica nas pro-
ximidades de limites ou no interior das placas tectônicas 
(Groves e Bierlein 2007).
Para que haja formação de um depósito mineral 
concorrem os seguintes fatores básicos: 
A. a fonte ou as fontes dos componentes do sistema, 
sejam eles elementos químicos metálicos, sejam eles 
não metálicos; 
B. o meio ou os meios de dissolução e transporte (fl uidos 
aquosos e/ou gasosos) desses componentes até o local 
onde se processará a concentração ou a formação do 
depósito mineral; e 
C. os mecanismos de deposição ou precipitação que 
atuam para formar as concentrações ou os depósitos 
minerais. 
Diversos agentes e processos (fl uidos, temperatura, 
pressão, atividade química, potencial hidrogeniônico, po-
tencial de óxirredução etc.) atuam em diferentes graus de 
intensidade e importância ao longo do ciclo evolutivo, 
acima descrito, para formar um depósito mineral. 
Os depósitos minerais, ou jazidas minerais, não se 
distribuem de modo uniforme na crosta terrestre. Em vez 
disso, tipos particulares de depósitos minerais tendem a 
ocupar nichos geodinâmicos específi cos, onde condições 
metalogenéticas apropriadas concorreram para sua for-
mação. A distribuição temporal dos depósitos minerais re-
fl ete tanto os processos metalogenéticos quanto as condi-
ções de preservação durante a evolução da crosta terrestre. 
As concentrações de metais e minerais valiosos ocorrem 
nos diferentes contextos das placas e são devidas a grandes 
processos geológicos de magmatismo, sedimentação, me-
tamorfi smo e deformação de rochas. Os tipos de depósitos 
variam muito em função dos ambientes e das estruturas. As 
mais importantes jazidas situam-se nos domínios de arcos 
magmáticos, dorsais médio-oceânicas e plumas do manto.
Os arcos magmáticos situam-se no continente e 
no oceano e aqueles que circundam o Oceano Pacífi co 
respondem pela grande riqueza e variedade em minérios 
metálicos ali existentes (exs.: prata, cobre, ouro, chumbo, 
zinco e ferro no Japão; ouro e cobre nas ilhas Salomão e 
Fiji; platina, ouro e cobre na Colômbia; cobre e ouro no 
mária, porém subeconômica. Sua concentração poderá 
ser aumentada até o nível de minério pela ação de pro-
cessos naturais, por exemplo, pelo enriquecimento su-
pergênico.
• Jazida ou depósito mineral: Distribuição em um vo-
lume específi co de “materiais de ocorrência natural 
dos quaisum mineral ou minerais de valor econômico 
podem ser extraídos com lucro razoável”. Isso depen-
derá da geografi a, custo da energia, volume e teor do 
minério, grau de diluição, profundidade e várias outras 
variáveis. 
• Depósito hipogênico: Formado em profundidade por 
soluções ascendentes.
• Depósito supergênico: Formado em superfície por 
soluções descendentes.
• Rocha hospedeira: Corpo rochoso que engloba ou-
tras rochas ou depósitos minerais. Por exemplo: uma 
intrusão granítica contendo xenólitos de anfi bolito ou 
qualquer rocha na qual ocorra um depósito mineral.
• Rocha encaixante: Rocha adjacente que envolve ou 
que inclui um veio, camada ou disseminações de mi-
nerais de minério.
• Corpo de minério: Massa sólida e razoavelmente 
contínua de minério que pode incluir tanto minério 
de baixo teor, ou mesmo zonas estéreis, quanto o mi-
nério econômico. Os corpos de minério têm de ser 
necessariamente individualizados por sua geometria 
e características físicas e químicas em relação à rocha 
hospedeira.
• Exploração: Relaciona-se à fase de prospecção: busca 
e reconhecimento da ocorrência dos recursos naturais, 
e estudos para determinar se os depósitos têm valor 
econômico.
• Explotação: É a retirada (lavra ou mineração) do re-
curso para fi ns de benefi ciamento, transformação e 
utilização. 
• Subprodutos: Substâncias de interesse econômico 
que, isoladamente, não poderiam ser recuperadas com 
lucro, mas que podem ser extraídas devido à explotação 
efetuada para obtenção de outras substâncias.
• Teor médio: Concentração de uma substância em um 
corpo de minério normalmente traduzida em porcen-
tagem (%), gramas de metal por tonelada do minério 
(g/t), ou partes por milhão (ppm).
• Teor de corte: Teor mais baixo de uma substância que 
pode ser lavrada com lucro a partir de um determinado 
depósito mineral. 
AMBIENTES GEODINÂMICOS 
DE SISTEMAS MINERALIZANTES
Até o início da década de 1970 os estudos metalo-
genéticos se resumiam à descrição dos depósitos minerais 
816 Geologia do Brasil
Chile; prata e estanho na Bolívia). Nas dorsais incidem 
intrusões e derrames vulcânicos principalmente de natu-
reza básica, exalações submarinas (ex.: salmouras do Mar 
Vermelho), fumarolas (ex.: Dorsal Médio-Atlântica) e se-
dimentos vulcanogênicos portadores de bens minerais di-
versos (exs.: cobre, níquel, platina, paládio, crômio, molib-
-dênio e tungstênio, chumbo, zinco, prata e asbesto).
Com o emprego cada vez mais intensivo de data-
ções isotópicas de rochas, minerais e minérios, o conceito 
de província metalogenética adquiriu grande importância 
na estratégia de elaboração dos programas de exploração 
mineral. Como província metalogenética entenda-se uma 
região geográfi ca com uma história geocronológica bem 
defi nida, onde um determinado metal, ou alguns metais, 
encontra-se agrupado em concentração de valor econômico. 
A teoria da Tectônica Global (ou Tectônica de 
Placas), um paradigma da ciência geológica moderna, 
tem sido aplicada para explicar a distribuição regional das 
mineralizações no espaço e no tempo (metalogênese re-
gional). Ao investigar essas relações, os geólogos de explo-
ração e os metalogenistas podem estabelecer as seguintes 
compartimentações principais: (i) zonas de placas diver-
gentes; (ii) zonas de subdução; e (iii) zonas de colisão. 
Concentrações específi cas de vários tipos de minérios são 
geradas dentro desses três ambientes (Fig. 1):
• Zonas Divergentes (Dorsais Meso-oceânicas e 
Riftes Continentais): A distribuição espacial e me-
canismos metalogenéticos de alguns importantes tipos 
de depósitos como, por exemplo, cromita, Ni-Cu, cha-
minés kimberlíticas portadoras de diamantes e alguns 
depósitos de sulfetos maciços foram razoavelmente 
compreendidas ainda na década de 1960. As bacias se-
dimentares intracratônicas e as bacias de margem pas-
siva e de margem ativa, produtos também de processos 
desencadeados nas zonas divergentes, são portadoras 
de importantes depósitos de metais não ferrosos, tais 
como Cu, Co, Zn e Pb. 
• Zonas de Subdução: A primeira interpretação a res-
Figura 1. O mecanismo da tectônica de placas é o grande promotor de transferência de calor, movimentação de fl uidos e geração de magmas 
crustais, promovendo a formação de uma série de classes de depósitos minerais. Ao compreender que esses depósitos se formam dentro 
de compartimentos tectônicos específi cos, podemos utilizar nosso conhecimento dos processos modernos de geotectônica para procurar 
depósitos que se formaram no passado geológico, em compartimentos tectônicos similares. (Modif. de Groves et al. 1998)
peito da metalogênese em zonas de subdução foi pu-
blicada em 1972, com uma descrição pormenorizada 
das etapas de evolução dos depósitos de cobre pórfi ro. 
Desde então, diversos projetos de exploração têm sido 
desenvolvidos ao longo do Cinturão Circumpacífi co, 
tendo como resultado um grande número de desco-
bertas de depósitos dos tipos Cu-Au pórfi ro e de 
Au-Ag epitermal. 
• Zonas de Colisão Continental (Cinturões Orogê-
nicos ou Orógenos): Somente muito mais tarde os 
processos metalogenéticos que ocorrem em ambientes 
colisionais passaram a despertar interesse, principal-
mente por causa da difi culdade de entendimento de 
seus principais mecanismos. Uma descrição abran-
gente dos depósitos orogênicos de ouro apareceu em 
1998 e, hoje, uma variedade maior de mineralizações, 
como depósitos epitermais de ouro, sulfetos maciços 
de Cu-Zn-Au de origem vulcanogênica, depósitos 
de Cu-Au relacionados a granitoides e depósitos de 
Cu-Ni-EGP, Sn e U são também relacionados a com-
plexos ambientes de acresção orogênica. 
RECURSOS MINERAIS BRASILEIROS 
E TECTÔNICA GLOBAL 
Neste capítulo são brevemente descritos os dife-
rentes tipos de sistemas mineralizantes e as associações de 
bens minerais que se formam nos diversos ambientes. É 
dado o devido destaque, quando for o caso, a exemplos 
brasileiros. 
Dentre as principais províncias metalogenéticas 
brasileiras podem-se citar: 
• Província de Carajás (PA), mesoarqueana, com jazidas 
de Fe, Mn, Cu-Au, Au e Ni. 
• Província do Tapajós (PA), paleoproterozoica, com ja-
zidas de Au. 
• Província de Paracatu-Vazante (MG), neoprotero-
zoica, com jazidas de Zn e Au. 
 
817
RECURSOS MINERAIS 32
(por ex.: bauxita de Paragominas, PA; fosfato do Grupo 
Bambuí na região de Patos de Minas, MG; evaporitos da 
Bacia Sergipe-Alagoas; carvão mineral de Santa Catarina 
e Rio Grande do Sul). As maiores reservas de petróleo e 
gás do mundo encontram-se nas bacias implantadas no 
sopé de cadeias montanhosas (antefossas), porém as de 
margens passivas são igualmente signifi cativas, como as 
bacias brasileiras do Espírito Santo, Campos e Santos. No 
Proterozoico formaram-se em bacias as mais importantes 
acumulações de ferro, que, metamorfi zadas, originaram 
algumas das maiores jazidas do mundo (por ex.: Carajás, 
PA; Quadrilátero Ferrífero, MG). Durante o Arqueano, 
em bacias chamadas greenstone belts, formaram-se depó-
sitos de grafi ta e as grandes concentrações conhecidas de 
ouro (por ex.: Crixás, GO; Morro Velho, MG). A Figura 2 
mostra os principais depósitos minerais do Brasil.
As concentrações de metais e minerais valiosos são 
anomalias da natureza e sua ocorrência é esparsa. As con-
centrações de um elemento ou grupo de metais ou mi-
nerais em diferentes pontos de uma região constituem as 
províncias metalogenéticas. Exemplos são os depósitos de 
cobre, chumbo, zinco e antimônio na borda do Pacífi co, 
incluindo os Andes. No Brasil existem algumas províncias, 
como a pegmatítica do Brasil Oriental (MG, BA), com 
granada, topázio e minerais de berílio e lítio; a da Serra 
de Carajás (PA), com depósitos de ferro, manganês, ouro, 
cobre e níquel, a de Rondônia, com depósitos de ouro e 
estanho, e a do Vale do Ribeira(SP, PR) com depósitos 
de chumbo, prata, zinco e barita. Várias teorias têm sido 
elaboradas para explicar o porquê de tais concentrações, 
os processos determinantes da incidência em algumas re-
giões e a ocorrência em certas épocas.
ORIGEM E CLASSIFICAÇÃO 
DOS DEPÓSITOS MINERAIS
Os depósitos minerais podem ser classifi cados em 
função dos processos geológicos que atuaram durante sua 
formação. A seguir um dos esquemas de classifi cação mais 
utilizados:
• Depósitos hidrotermais, formados em associação 
com soluções salinas quentes. 
• Depósitos magmáticos, concentrados em rochas íg-
neas.
• Depósitos porfi ríticos, que ocorrem próximo ou 
dentro de intrusões dioríticas ou granitoides de textura 
porfi rítica.
• Depósitos metamórfi cos de contato (escarníticos), 
formados pela intrusão de rochas plutônicas em cal-
cários impuros.
• Depósitos de óxidos de ferro-cobre-ouro, perten-
centes a um agrupamento que foi idealizado com base 
em defi nição empírica que se originou de atributos 
• Quadrilátero Ferrífero (MG), mesoarqueano, com ja-
zidas de Fe e Au. 
• Província do Paramirim (BA), paleoproterozoica, com 
jazidas de U, Fe, Mg e Mn. 
• Serra de Jacobina (BA), neoarqueana, com jazidas de 
Au. 
• Província do Pitinga (PA), paleoproterozoica, com ja-
zidas de Au, Sn, Al e criolita (Na3AlF6). 
• Província de Serra do Navio (AP), paleoproterozoica, 
com jazidas de Au, Mn e Fe.
Nos capítulos anteriores vimos que em diferentes 
épocas existiram no território brasileiro zonas de placas 
divergentes, zonas de subdução e zonas de colisão. Em 
parte, as províncias metalogenéticas brasileiras constituem 
herança das condições específi cas de nossa história geoló-
gica. Além disso, no domínio intraplaca atuam as plumas do 
manto, às quais se relacionam soerguimentos, rifteamentos 
e manifestações magmáticas. Essas condições podem gerar 
derrames e intrusões básicas, portadoras de níquel, platina e 
cobre, e intrusões de rochas alcalinas, em parte com carbo-
natitos associados. Dentre os exemplos brasileiros existem 
corpos que abrigam, entre outros, elementos como urânio 
(Poços de Caldas, MG), apatita e nióbio (Araxá, MG), fl u-
orita (Criciúma, SC), além dos granitos anorogênicos com 
estanho (granitos de Ro) e kimberlito, que é a fonte do dia-
mante (Kimberley, África do Sul). No Brasil a descoberta 
desse tipo de depósito tem sido relatada nos estados de 
Minas Gerais, Rondônia, Mato Grosso e Bahia.
As concentrações de metais e minerais podem 
ocorrer nos corpos magmáticos ou serem formados neles 
ou fora deles por fl uidos e gases que tendem a escapar 
(caso dos pegmatitos com lítio, berílio, tântalo e nióbio, 
como os do nordeste de Minas Gerais e da Faixa Seridó, 
no limite Paraíba, Rio Grande do Norte). Nas bordas dos 
corpos magmáticos, o calor pode induzir metamorfi smo 
em zonas adjacentes e promover concentrações de ele-
mentos como wolfrâmio, estanho e molibdênio.
Rochas expostas na superfície do terreno sujeitam-
-se a alteração intempérica, que propicia erosão e sedi-
mentação. Na alteração, podem se concentrar materiais 
que constituem os depósitos lateríticos (por ex.: bauxita de 
Poços de Caldas, MG; níquel de Morro do Níquel, MG; 
manganês do Igarapé Azul na Serra dos Carajás, PA) e 
os depósitos residuais (por ex.: apatita de Jacupiranga, SP; 
Araxá, MG; Catalão, GO; Anitápolis, SC). Nos sedi-
mentos ditos pláceres, alguns bens minerais podem ser 
concentrados, como o ouro (ao longo de muitos dos rios 
brasileiros) e o diamante (por ex.: Ribeirão Água Suja 
na região de Coromandel, MG, onde foram descobertas 
todas as maiores gemas do Brasil).
As bacias sedimentares, que se formam em conexão 
com zonas de subdução, margens passivas e domínios in-
traplaca, são repositórios importantes de bens minerais 
818 Geologia do Brasil
Entretanto, muitos detalhes a respeito do processo 
de deposição são agora compreendidos com base em téc-
nicas modernas de investigação tais como o estudo das 
“inclusões fl uidas” em minerais de ganga e a “sistemática 
de isótopos estáveis e radiogênicos” das rochas minerali-
zadas e suas encaixantes. Os depósitos hidrotermais são 
classifi cados em: (i) singenéticos, os quais são formados 
ao mesmo tempo que as rochas hospedeiras; e (ii) epige-
néticos, nos quais o minério é depositado após a formação 
das rochas hospedeiras ou após outros eventos minerali-
zantes.
Composição das Soluções
A principal componente de uma solução hidro-
termal é a água. A água pura e fria, no entanto, é incapaz 
de dissolver metais. As soluções hidrotermais são nor-
malmente saturadas de gases e contendo sais dissolvidos 
tais como NaCl, KCl, CaSO4 e CaCl2. A concentração 
de sais é variável, podendo ser igual à da água do mar (ao 
redor de 3,5%) até cerca de 35%. Tais salmouras, quando 
aquecidas, são capazes de dissolver pequenas quantidades 
de elementos químicos, tais como Au, Ag, Cu, Pb, Zn e 
outros mais.
geoquímicos comuns a esse tipo de mineralização.
• Depósitos sedimentares precipitados a partir de solu-
ções, principalmente da água do mar.
• Depósitos residuais, formados pelas reações químicas 
do intemperismo superfi cial.
• Depósitos de plácer, nos quais os minerais são remo-
vidos, transportados e concentrados pela ação da água 
ou do vento.
DEPÓSITOS HIDROTERMAIS
Os depósitos originados a partir de soluções 
quentes são muito mais numerosos do que aqueles for-
mados pelos demais processos. Muitas pesquisas têm sido 
realizadas para caracterização dos tipos de fl uidos que 
produzem as concentrações minerais e para determinar 
como esses fl uidos se originam. Mineralizações desse tipo 
normalmente ocorrem a grandes profundidades, seja na 
crosta continental, seja no fundo do mar. Milhões de anos 
depois de formados, quando as rochas são expostas à su-
perfície pela ação dos processos de soerguimento do ter-
reno e erosão, as soluções hidrotermais que carrearam os 
metais não mais existem. 
Figura 2. Principais depósitos minerais do Brasil.
 
819
RECURSOS MINERAIS 32
Figura 4. Exemplo de parte de um sistema hidrotermal no qual a 
mineralização é formada, porém sem atingir concentrações econômicas. 
Isso pode ocorrer quando o fl uido é lento e encontra em seu caminho 
uma barreira impermeável. Nesse caso, a precipitação de metais se 
espalha por um grande volume de rocha, difi cultando a formação de 
corpos de minério de alto teor.
Depósitos de Au, Ag e Sulfetos em Veios de Quartzo
A mudança das condições físico-químicas do fl uido 
dentro dos níveis porosos de rochas sedimentares ou vul-
cânicas, ou dentro de fraturas e zonas de brechação, pode 
conduzir à rápida precipitação de minerais dentro de uma 
região limitada, formando assim corpos de minério. As mu-
danças podem ser devidas ao resfriamento; ebulição da so-
lução mineralizante por causa da queda de pressão; mistura 
com fl uidos de composições diferentes ou mesmo reações 
químicas do fl uido com os minerais da rocha encaixante. 
Os corpos de minério que ocorrem sob forma de 
veios contêm normalmente excesso de quartzo em suas 
partes centrais e zonas de alteração hidrotermal em ar-
ranjos laterais simétricos, que foram gerados pela inte-
ração fl uido-rocha (Fig. 5). 
Os depósitos minerais em veios de quartzo são 
epigenéticos e apresentam geometrias complexas e distri-
buição errática de teores. Incluem a maioria dos depósitos 
de ouro e de prata do mundo e alguns depósitos de cobre e 
zinco. Os minerais de minério são Au e Ag nativos, sempre 
acompanhados de sulfetos (pirita, calcopirita, arsenopirita, 
bismutinita, molibdenita) e teluretos (calaverita - AuTe2 e 
silvanita - Ag, Au Te2).
Os veios individuais variam de alguns centíme-
tros a cerca de 4 m de espessura. Os sistemas de veios 
podem se estender por centenas de metros na horizontal 
e podem atingir profundidadessuperiores a 3.000 m. O 
maior sistema de veios auríferos conhecido é o complexo 
do Golden Mile, localizado em Kalgoorlie, Austrália, que 
contém mais de 1.820 toneladas de ouro metálico. O de-
pósito de Hollinger-McIntyre, localizado em Timmins, 
Ontário, Canadá, é o segundo maior sistema de veios 
auríferos do mundo, com cerca de 990 toneladas de ouro 
metálico (Dubé e Gosselin 2005). 
Existe uma tendência moderna de classifi car os 
depósitos de metais nobres que ocorrem em sistemas de 
veios em duas categorias principais: depósitos “epiter-
mais” e depósitos “orogênicos”. Os depósitos epitermais se 
formam a temperaturas abaixo de 350°C pela circulação 
convectiva de fl uidos a profundidades da ordem de 2 km, 
Origens das Soluções
As águas que constituem os principais solventes 
das soluções hidrotermais podem ser derivadas (i) de sis-
temas magmáticos que se estabelecem a pequenas, médias 
e grandes profundidades na crosta; (ii) de fontes meteó-
-ricas (água da chuva, neve, gelo etc.); e (iii) do próprio 
oceano (água do mar). Uma pequena fração das soluções 
hidrotermais pode ser derivada da desidratação de pacotes 
rochosos que são aquecidos e submetidos ao aumento de 
pressão durante o metamorfi smo regional.
Causas da Precipitação de Metais
Salmouras quentes têm maior capacidade de dis-
solver metais do que salmouras frias. Quando a solução 
hidrotermal é deslocada para níveis crustais superiores 
ela resfria, causando a precipitação de metais que se in-
corporam nas rochas do caminho, abandonando portanto 
a solução e agregando-se na rocha. Para que o processo 
tenha êxito na geração de um corpo de minério ele tem de 
operar continuamente por um longo intervalo de tempo. 
Isso é efetivado pelo estabelecimento de células de con-
vecção dentro da litosfera, que permitem a circulação das 
soluções mineralizantes em “circuitos fechados”. Nesse 
caso, os fl uidos superfi ciais frios e densos descem por gra-
vidade para as profundezas da crosta, sofrem aquecimento, 
fi cam menos densos e ascendem para as zonas superfi ciais 
ao longo de ciclos contínuos que podem durar milhões de 
anos (Fig. 3).
Caso o movimento ascendente do fl uido seja lento 
e eventualmente encontre em seu caminho uma barreira 
impermeável, a precipitação de minerais pode espalhar-se 
por um grande volume de rocha e nesse caso não haverá 
formação de corpos de minério (Fig. 4). 
Figura 3. Ilustração hipotética de uma célula de convecção de fl uidos 
na litosfera superior (linhas amarelas). Quando a água superfi cial 
desce a grandes profundidades, ela se aquece e fi ca menos densa. 
A tendência dessa água leve é ascender para a parte mais fria do 
sistema. A água fria (e pesada) continua se movendo para baixo, 
tomando o lugar que antes era ocupado pela água quente. Esse 
processo se torna contínuo enquanto o gradiente termal for mantido 
e dá origem às chamadas correntes de convecção. Em seu percurso, 
a água quente dissolve constituintes minerais das rochas, incluindo 
elementos metálicos, e os deposita nas zonas de baixa temperatura.
820 Geologia do Brasil
normalmente próximo a intrusões ígneas (plutões subvul-
cânicos), em regiões de vulcanismo ativo. Os depósitos 
orogênicos se formam a temperaturas acima de 350°C, a 
profundidades que variam de 3 a 4 km e parecem estar 
associados à migração de fl uidos com origem no manto 
terrestre que se mistura com fl uidos de origem metamór-
fi ca e/ou meteórica.
Existem no Brasil vários depósitos minerais em 
veios de quartzo, dentre os quais se destacam as minas de 
ouro de Crixás (GO), Fazenda Brasileiro (BA), Jacobina 
(BA) e Morro Velho (MG), essa última já esgotada.
Depósitos de Cu, Pb e Zn 
em Sulfetos Maciços Vulcanogênicos (SMV)
Concentrações de sulfetos de metais-base (cobre, 
chumbo e zinco) que se formam no fundo oceânico 
em decorrência da mistura de soluções mineralizantes 
quentes (350°C) com a água do mar (4°C) são chamados 
depósitos de sulfetos maciços vulcanogênicos. A água se 
infi ltra na crosta oceânica e desce através da crosta in-
ferior, sendo então aquecida pelo calor emanado de câ-
maras magmáticas relativamente rasas. Produz-se então 
uma célula de convecção dentro da qual a água quente 
reage com as rochas percoladas, extraindo metais. Os 
metais dissolvidos são transportados para cima. O de-
créscimo súbito de temperatura pela mistura da solução 
mineralizante com a água do mar causa a precipitação 
dos minerais de minério e de ganga a partir das soluções 
e esses são depositados sob forma de sedimentos quí-
micos. Uma grande parte dos depósitos de sulfetos ma-
ciços vulcanogênicos têm sido formados desde o período 
Arqueano nas proximidades de dorsais meso-oceânicas, 
sendo que a descarga dos fl uidos mineralizantes ocorre 
através de zonas de falhas e fraturas na crosta oceânica, 
que exalam emanações de cor escura chamadas fuma-
rolas negras ou black smokers (Fig. 6).
Depósitos do tipo SMV são singenéticos e ocorrem 
em todos os domínios tectônicos que contenham rochas 
vulcânicas como importantes constituintes. Esses depó-
sitos são algumas das principais fontes de Cu e Zn, con-
tendo, frequentemente, concentrações signifi cativas de 
Au, Ag, Pb, Se, Cd, Bi, Sn e alguns outros metais. Os 
principais minerais de minério são sulfetos de ferro (pirita 
e pirrotita) associados a concentrações variáveis de cal-
copirita, esfalerita, galena e barita. Prata, ouro e cádmio 
são os subprodutos mais comuns. Aproximadamente 80% 
dos depósitos do tipo SMV do mundo ocorrem em arcos 
vulcânicos e os 20% restantes em sucessões ofi olíticas, ge-
ralmente representadas por riftes de retroarco ou riftes de 
bacias marginais. Em termos de estatística mundial, os 
depósitos SMV tendem a ser pequenos, variando de 8 a 
10 milhões de toneladas (Mt), com teores no intervalo 
de 5% a 8% de Cu + Pb + Zn. Existem, porém, depósitos 
gigantes (> 50 Mt), a exemplo de Kidd Creek, Flin Flon 
e New Brunswick, no Canadá, além dos distritos de Rio 
Tinto, na Espanha, e Neves Corvo em Portugal (Franklin 
et al. 2005).
Várias classifi cações foram propostas para depó-
sitos do tipo SMV, dependendo da composição litológica 
das rochas subjacentes (footwall) e do ambiente geotec-
tônico:
• Tipo Chipre (Cu-Au): associados a basaltos toleíticos 
em sequências ofi olíticas. Por ex., Maciço de Troodos, 
Chipre.
• Tipo Besshi (Cu-Zn-Au-Ag): associados a sequên-
cias de rochas clásticas terrígenas intercaladas com 
rochas vulcânicas submarinas em ambientes extensio-
nais. Por ex., Sanbagwa, Japão.
• Tipo Kuroko (Cu-Zn-Pb-Au-Ag): associados a ro-
chas vulcânicas félsicas, particularmente domos riolí-
ticos. Por ex., Kuroko, Japão.
• Tipo Noranda (Cu-Zn-Au): associados a riolitos, 
dacitos, basaltos subordinados e sedimentos, princi-
palmente argilitos com alto teor de matéria orgânica 
ou folhelho. Por ex., depósitos de sulfetos maciços do 
Distrito de Noranda, Quebec, Canadá.
No Brasil, as mineralizações do tipo SMV são re-
presentadas pelo depósito de Zn-Cu-Au da Serra do Ex-
pedito, Aripuanã (MT), pelo depósito de Cu-Zn(Pb) de 
Palmeirópolis (TO) e pela mina de Pb(Zn) de Boquira 
(BA), essa última já esgotada.
Depósitos de Zn, Pb e Ag 
em Sedimentos Exalativos (SEDEX)
Os depósitos SEDEX constituem corpos tipica-
mente tabulares, compostos principalmente por minérios 
de zinco, chumbo e prata contidos em esfelerita e galena 
e intercalados com níveis de sulfetos de ferro e também 
com estratos de rochas sedimentares. As mineralizações 
Figura 5. Representação esquemática de um veio de quartzo contendo 
minério do tipo maciço e disseminado. Essa é a principal forma de 
ocorrência de mineralizações epigenéticas de origem hidrotermal como, 
por exemplo, os depósitos de ouro+sulfetos. Notar os padrões de alteração 
hidrotermal de intensidades diferentes que se desenvolvem de modo 
simétricoem relação à zona do veio central, que corresponde ao canal 
principal do fl uido mineralizante. A alteração hidrotermal é resultante 
da interação entre o fl uido hidrotermal e a rocha encaixante, e sua 
intensidade decresce do centro para as bordas.
 
821
RECURSOS MINERAIS 32
Cadjebut, região de Kimberley (Austrália Ocidental).
Um exemplo brasileiro de mineralização do tipo 
DVM é o depósito de Zn-Pb de Morro Agudo (MG) 
(Fig. 7).
Depósitos de Zn do Tipo Irlandês (IRISH)
Os depósitos IRISH da área-tipo (Midlands da 
Irlanda) formam um dos maiores distritos zincíferos 
do mundo. São depósitos que misturam caracterís-
ticas de depósitos tipo MVT com as de depósitos do 
tipo SEDEX. Individualmente, os depósitos IRISH 
são maiores do que os depósitos MVT, com reservas 
de minério que variam entre 0,1 e 70 Mt como, por 
exemplo, o depósito de Navan, na Irlanda (Hitzman e 
Large 1986).
Os depósitos do tipo Irlandês compartilham das 
seguintes características:
• Ocorrem preferencialmente nas unidades estratigrá-
fi cas mais inferiores, carbonáticas e não argilosas.
• Ocorrem ao longo de, ou imediatamente adjacentes a, 
falhas normais, as quais formaram os condutos para 
fl uidos hidrotermais ascendentes. A mineralização se 
estende até a distância máxima de 400 m a partir das 
falhas, distância essa que normalmente não ultrapassa 
200 m.
• Esfalerita e galena são os sulfetos principais. Os sul-
fetos de ferro ocorrem em concentrações variáveis. A 
barita está presente em todos os depósitos, variando 
desde a fase dominante até um constituinte menor. 
Muitos depósitos contêm tenantita, calcopirita e/ou 
sulfossais de Pb-Cu-Ag-Ascomo constituintes menos 
importantes.
• As mineralizações são estrato-controladas e muitas 
apresentam morfologias estratiformes de larga escala.
são depositadas em fundos de mares, associadas com com-
plexos exalativos de fl uidos hidrotermais liberados em ba-
cias sedimentares com ambiente redutor, dentro de riftes 
continentais.
A formação da maioria desse tipo de depósito con-
centrou-se no intervalo do Mesoproterozoico até o Carbo-
nífero. Os exemplos mais importantes de depósitos Sedex 
são: (i) depósitos de Red Dog, Alaska, EUA; (ii) Rampura 
(Índia); (iii) Changba (China); (iv) Mount Isa, Century, 
McArthur River e Broken Hill, Austrália; e (v) depósitos 
de Sullivan, Colúmbia Britânica, Canadá. Esses são depó-
sitos gigantes, encontrados em rochas siliciclásticas, prin-
cipalmente folhelhos e arenitos, com reservas que excedem 
100 Mt e com teores que variam de 10-15% Zn e 2-5% Pb.
A Figura 6 ilustra os ambientes tectônicos para os 
depósitos de sulfetos relacionados a sistemas hidrotermais 
submarinos, envolvendo complexos ofi olíticos, arcos de 
ilhas e bacias.
O depósito de Pb-Zn-Ag-Cu(Ba) do Perau, Vale 
do Ribeira (PR), pode ser considerado como um exemplo 
de mineralização do tipo SEDEX.
Depósitos de Zn e Pb 
do Tipo Vale do Mississipi (DVM)
Depósitos do tipo Vale do Mississipi constituem 
concentrações de zinco e chumbo em rochas sedimentares 
carbonáticas, normalmente calcários e dolomitos. Os mine-
rais de minério são esfalerita e galena, geralmente associados 
com sulfetos de ferro (pirita e marcassita). Como acessórios, 
ocorrem barita, gipsita e fl uorita. Os sulfetos normalmente 
são disseminados, ocorrendo preferencialmente em poros 
abertos, cavidades (vugs) e em zonas de veios. Os minérios 
econômicos são constituídos de sulfetos em camadas ma-
ciças a semimaciças, substituindo calcita e dolomita. 
Figura 6. Modelo teórico de um sistema convectivo de circulação de fl uidos hidrotermais operando ao 
redor de uma dorsal meso-oceânica. A água do mar se infi ltra na crosta e é aquecida pelo calor 
emanado da câmara magmática. Uma célula de convecção é criada, dentro da qual a água quente 
reage com as rochas profundas extraindo metais. Os metais dissolvidos são transportados para cima. 
O decréscimo súbito de temperatura causado pela mistura da solução mineralizante com a água do 
mar causa a precipitação dos minerais de minério e de ganga. Depósitos de sulfetos maciços 
vulcanogênicos de metais-base (cobre, chumbo e zinco) podem se formar nas zonas de descarga 
hidrotermal, chamadas fumarolas negras (black smokers).
Os maiores depósitos do tipo 
MVT formaram-se desde o Cam-
briano até o Terciário. Antes da 
descoberta dos depósitos de Red 
Dog, no Alasca, e ao longo dos úl-
timos 100 anos, os depósitos tipo 
DVM foram as principais fontes 
de Pb e Zn na América do Norte 
como, por exemplo, os distritos do 
sudoeste do Wisconsin, Tri-State 
(Missouri-Oklahoma-Kansas), 
Old Lead Belt e Viburnum Trend, 
Missouri (USA), distritos de Pine 
Point, no Teritório do Oeste do Ca-
nadá. Na Europa, os depósitos tipo 
DVM ocorrem nas regiões de Cra-
cóvia e Silésia (Polônia) e no dis-
trito de Cumberland (Inglaterra). 
Na Austrália ocorrem no distrito de 
822 Geologia do Brasil
Figura 7. Compartimentação geotectônica de depósitos de sulfetos maciços relacionados a sistemas hidrotermais submarinos 
(Depósitos de Sulfetos Maciços Vulcanogênicos ‒ SMV e Depósitos em Sedimentos Exalativos ‒ SEDEX).
1 Mt até > 200 Mt, com teores de zinco no intervalo de 
cerca de 7% até > 30% (Boni 2003).
Os depósitos hipogênicos não sulfetados de zinco 
são ainda pouco conhecidos devido à raridade de exem-
plos estudados. Entretanto, dois subtipos principais são 
reconhecidos: (i) depósitos estruturalmente controlados; 
e (ii) corpos estratiformes de substituição (Fig. 8). Os 
depósitos estruturalmente controlados contêm willemita 
e concentrações variáveis de esfalerita, são hematíticos e 
geralmente associados com processos de dolomitização 
hidrotermal (Hitzman et al. 2003).
Um exemplo brasileiro de mineralização de Zn não 
sulfetada é a mina de Zn(Pb) de Vazante, Minas Gerais, 
classifi cado por Hitzman et al. (2003) como depósito hi-
pogênico estruturalmente controlado.
DEPÓSITOS HIPOGÊNICOS DE FERRO
Os grandes depósitos de ferro são sempre asso-
ciados a formações ferríferas bandadas (que contêm em 
média 35% de Fe). Depósitos econômicos de alto teor, no 
• A textura da mineralização sulfetada é complexa, va-
riando desde a substituição da rocha encaixante por 
sulfetos anedrais e coloformes até o preenchimento 
de cavidades por sulfetos coloformes ou cristalinos, de 
granulação média a grossa.
• A origem da mineralização está relacionada à mistura 
de fl uidos metalíferos moderadamente salinos, ligeira-
mente ácidos e relativamente pobres em enxofre, com 
fl uidos relativamente ricos em enxofre, que parecem 
derivados da água do mar.
Depósitos do tipo Irlandês ainda não foram carac-
terizados no Brasil.
DEPÓSITOS HIPOGÊNICOS 
NÃO SULFETADOS DE ZINCO
Antes do desenvolvimento dos processos de 
fl otação de minérios, que ocorreu no início do século 
XX, os depósitos não sulfetados, também conhecidos 
como “óxidos de zinco”, constituíam a principal fonte 
mundial desse metal. Desde o tempo do Império Ro-
mano até o século XVIII, esses minérios, 
formados por uma mistura de silicatos e 
carbonatos conhecida como “calamina”, era 
utilizado como matéria-prima para a pro-
dução de latão, uma liga de zinco + cobre 
± estanho, largamente utilizada em toda a 
Europa, através dos séculos. O processo de 
redução dos minérios do depósito de La Ca-
lamine para fabricação de lâminas maleáveis 
de zinco foi inventado na Bélgica em 1810 
(Boni 2003).
Os depósitos de não sulfetados de 
zinco foram classifi cados por Hitzman et al. 
(2003) como supergênicos e hipogênicos (Fig. 
6). Os tamanhos desses depósitos variam de < Figura 8. Classifi cação dos depósitos não sulfetados de zinco. (Modif. de Hitzman et al. 2003)
 
823
RECURSOS MINERAIS 32
bira (MG), e por Lobato et al. (2005) para explicar a for-
mação dos depósitos de ferro da Serra de Carajás (PA).O Brasil detém alguns dos maiores depósitos hi-
pogênicos de ferro do mundo, que fi cam localizados na 
Serra de Carajás (PA) e no Quadrilátero Ferrífero, Itabira 
e Guanhães (MG).
DEPÓSITOS MAGMÁTICOS
Depósitos magmáticos são assim denominados 
porquanto geneticamente relacionados à evolução de 
magmas colocados dentro da crosta (continental e oceâ-
nica) e ocorrendo dentro de tipos rochosos derivados da 
cristalização desses magmas. Os depósitos magmáticos 
mais importantes são restritos às rochas máfi cas e ultra-
máfi cas, que representam produtos de cristalização de lí-
quidos basálticos e ultramáfi cos. Esses depósitos são agru-
pados em quatro classes principais, abaixo descritas.
Depósitos de Diferenciação Magmática 
(Cr, EGP, Ti, Fe, P)
Quando minerais densos cristalizam precocemente 
durante o resfriamento de magmas plutônicos, eles descem 
e começam a se acumular no fundo da câmara magmática. 
O processo, chamado acumulação de cristais, é facilitado 
pela baixa viscosidade de magmas com baixos teores de 
sílica. Cromita (FeCr2O4) é uma das primeiras fases mi-
nerais a cristalizar a partir das fusões basálticas. Os cristais 
então se depositam, formando camadas escuras de cromi-
tito maciço. Ao fi nal do processo, camadas de cromitito es-
tratiforme, com espessuras de alguns milímetros até vários 
metros, aparecem intercaladas com níveis silicáticos. Esses 
últimos incluem rochas máfi cas e ultramáfi cas tais como 
dunito, peridotito, piroxenito e mais raramente gabro. 
Os cromititos estratiformes são encontrados nor-
malmente dentro das porções basais de intrusões má-
fi co-ultramáfi cas acamadadas do Arqueano, como as do 
Complexo Bushveld, na África do Sul. Bushveld é o maior 
complexo máfi co-ultramáfi co conhecido. Sua forma é a de 
um lacólito com cerca de 520 km por 300 km. A idade de 
cristalização do complexo é de cerca de 2.095 milhões de 
anos. As encaixantes são as rochas do sistema Transvaal, 
formada por metassedimentos na base e uma sequência 
de leptitos e granófi ros associados a quartzitos no topo 
(Biondi 2003).
Outro exemplo importante de depósito magmá-
tico de diferenciação é a mineralização estratiforme dis-
seminada com elementos do grupo da platina (EGP) do 
Grande Dique do Zimbábue. Nesses depósitos, os sulfetos 
que contêm os EGP encontram-se dispersos em duas 
zonas de composição bronzítica, situadas abaixo de gabros 
e olivina-gabros. Os sulfetos são intersticiais em cumu-
lados de ortopiroxênio (Biondi 2003).
entanto, ocorrem apenas quando as formações ferríferas 
são enriquecidas por processos pós-deposicionais, atin-
gindo concentrações que variam de 60% a 68% Fe.
A gênese dos depósitos de ferro de alto teor tem 
sido debatida por mais de um século. O reconhecimento 
recente de mineralizações de magnetita e/ou hematita-
-carbonato e mineralizações ricas em talco a níveis mais 
profundos do que o alcançado pelo intemperismo atual, 
aliado ao reconhecimento de metassomatismo de Mg-Fe 
nas rochas encaixantes, indica que o enriquecimento hi-
drotermal precede a formação supergênica dos depósitos 
econômicos. 
O estudo sistemático dos vários depósitos ao redor 
do mundo demonstrou que os protominérios apresentam 
variações mineralógicas sistemáticas, que devem refl etir as 
faixas de temperaturas e profundidades de formação dos 
minérios. Os depósitos mais profundos, como Krivoy Rog 
(Ucrânia), são caracterizados por associações de magne-
tita-silicato-carbonato. Depósitos de profundidade inter-
mediária, como Mount Tom Price (Austrália), assim como 
os depósitos rasos, como os da Serra de Carajás (PA), são 
caracterizados por associações de hematita-dolomita-cal-
cita (Dalstra e Guedes 2004).
Os depósitos de ferro de alto teor da Bacia de 
Hamersley, Austrália Ocidental, são hospedados nas 
formações ferríferas das minas Tom Price, Mount 
Whaleback e Paraburdoo-Channar. Evidências a partir 
de estudos recentes indicam que os corpos de minério 
são estruturalmente controlados ao longo de sistemas 
de falhas normais que se estabeleceram durante um pe-
ríodo de soerguimento e extensão crustal de idade pro-
terozoica. O minério hematítico resultou da remoção 
sequencial de minerais de ganga da formação ferrífera, 
dando origem à concentração residual de ferro. O pri-
meiro estágio de mineralização envolveu uma fase hi-
pogênica, quando ocorreu remoção da sílica, restando 
um resíduo rico em óxidos de ferro, carbonatos, silicatos 
magnesianos e apatita. Durante o segundo estágio de 
mineralização, águas meteóricas penetraram a níveis 
profundos e causaram a formação de hematita friável as-
sociada a uma assembleia de magnetita-siderita, oxidada 
a hematita-ankerita, com magnetita convertita a mar-
tita. Um segundo estágio de remoção de ganga removeu 
os carbonatos das zonas magnetíticas e hematíticas, res-
tando bandas de minério de ferro altamente permeáveis 
com alto teor de apatita, intercaladas com camadas de 
folhelhos magnesíferos. O estágio fi nal, de puro enri-
quecimento supergênico não pode ser distinguido do 
intemperismo atual, porém desce profundamente abaixo 
da superfície (Taylor et al. 2001).
Processos hipogênicos semelhantes também foram 
descritos por Rosière e Rios (2004) para explicar a for-
mação dos depósitos de ferro da Mina de Conceição, Ita-
824 Geologia do Brasil
concentração de EGP ainda não são bem compreendidos. 
Várias linhas de evidência investigativa indicam que os 
EGP: (i) se concentram durante a deposição de cromita 
sob alta temperatura; (ii) são incorporados pelos líquidos 
sulfetados imiscíveis; e (iii) são remobilizados e reconcen-
trados durante atividade metassomática e hidrotermal. 
Hoje em dia, a produção mais signifi cativa de EGP 
provém dos seguintes locais:
• Horizonte Merensky do Complexo Bushveld, África 
do Sul.
• Depósitos de Cu-Ni do distrito de Noril’sk-Talnakh, 
Rússia.
• Subprodutos de várias minas de Cu-Ni (por ex., Dis-
trito de Sudbury, Canadá, e outros).
Depósitos desse tipo ainda não foram caracteri-
zados em território brasileiro.
Pegmatitos (Be, Li, B,Ta, Nb, U, Cs)
Quando ocorre a cristalização fracionada de magmas 
graníticos, os elementos chamados “incompatíveis” (porque 
têm difi culdade de se acomodar dentro dos retículos dos 
minerais que cristalizam precocemente) contentram-se na 
fusão residual, juntando-se aos minerais que cristalizam a 
temperaturas mais baixas. Na auréola ao redor do grande 
corpo granítico formam-se então pegmatitos, que são ro-
chas ígneas de granulação grosseira, extremamente ricas em 
elementos voláteis, formadas pela atividade magmato-hi-
drotermal tardia. Apesar do seu resfriamento relativamente 
rápido, o grande volume dos elementos voláteis proporciona 
o crescimento de grandes cristais.
Os pegmatitos são normalmente compostos de 
quartzo, K-feldspatos e micas, porém minerais exóticos 
podem ocorrer. Essas rochas são importantes porque fre-
quentemente contêm minerais de interesse econômico 
como columbita e tantalita (ricos em elementos terras 
raras), gemas (água-marinha, turmalina, topázio), lepi-
dolita, ambligonita, espodumênio, zinnwaldita, petalita 
(minerais de lítio), pollucita (mineral de césio) e apatita, 
muitas vezes acompanhados por cassiterita, wolframita, 
autunita, torbenita e uranofânio, os três últimos con-
tendo urânio.
A Província Oriental Brasileira, localizada no limite 
dos estados de Minas Gerais e Bahia é a maior província 
pegmatítica do mundo. A maioria das gemas associadas a 
pegmatitos são provenientes dessa província, incluindo-se 
esmeralda, água-marinha, turmalina, alexandrita, ametista, 
citrino e topázio. Outra grande província pegmatítica bra-
sileira é a Província do Seridó, encaixada nas rochas su-
pracrustais da Província Borborema, no limite dos estados 
do Rio Grande do Norte e Paraíba. Esses pegmatitos são 
compostos essencialmentede muscovita, quartzo e mi-
croclínio, apresentando um grau variável de albitização. A 
suíte mais jovem dos pegmatitos do Seridó foi formada 
Depósitos de Ti-Fe-P associam-se a complexos 
anortosíticos. Estruturalmente, esses depósitos podem 
ser concordantes ou discordantes. Os depósitos concor-
dantes relacionam-se a complexos bandados, como o de 
Bushveld, formados por camadas de ilmenita + magnetita 
titanífera. Os depósitos discordantes associam-se a plu-
tões anortosíticos tipo Adirondack, como o depósito de 
Lac Tio, na região do Lago Allard, Canadá. A paragênese 
mineralógica dos depósitos discordantes incluimagne-
tita + hematita + maghemita + ilmenita + ulvoespinélio 
(Fe2TiO4) (Biondi 2003).
Representantes de mineralizações magmáticas de 
cromita do tipo Bushveld encontradas no Brasil são os 
depósitos de Campo Formoso, Ipueira, Medrado e Pedra 
Preta (BA) e o depósito de Bacuri (AP). Um exemplo bra-
sileiro que pode ser comparado aos depósitos magmáticos 
do Grande Dique do Zimbábue é o depósito de EGP de 
Niquelândia (GO). Os depósitos anortosíticos de Fe-Ti-
-Vde Barro Vermelho (PE) e Campo Alegre de Lourdes 
(BA) podem ser considerados como do tipo Lago Allard. O 
único depósito brasileiro conhecido de EGP em cromititos 
é o complexo máfi co-ultramáfi co de Luanga, localizado na 
Serra de Carajás (PA). Os depósitos da soleira do Rio Jacaré 
(BA),particularmente o da Fazenda Gulçari, contêm Fe e 
Ti, porém ainda não foram devidamente modelados devido 
aos teores mais elevados de V e de EGP (Biondi 2003).
Depósitos Resultantes da Imiscibilidade de Líquidos 
(Ni, Cu, EGP)
Depósitos de Ni-Cu podem se formar no fi nal 
de um processo magmático conhecido como “imiscibi-
lidade de líquidos”. Esse processo envolve a segregação 
e separação de um líquido contendo sulfetos e rico em 
metais pesados (Fe-Ni-Cu) a partir do magma parental. 
Ao resfriar, o líquido sulfetado produz uma fase imiscível, 
que consiste em gotículas de sulfetos contidas no líquido 
silicático. A partir dessas gotículas cristalizam pirrotita 
(FeS), pentlandita (Fe,Ni)9S8 e calcopirita (CuFeS2). As 
gotículas de sulfetos são densas e descem para o fundo 
da câmara magmática, formando minérios de Ni-Cu. Os 
maiores depósitos de Ni-Cu são de idade arqueana e pro-
terozoica. Exemplos incluem os depósitos de Sudbury, 
Canadá (hospedados em intrusões diferenciadas), os de 
Kambalda, Austrália (hospedados em derrames ultramá-
fi cos) e os do Distrito de Th ompson, Canadá (hospedados 
em soleiras ultramáfi cas).
Os metais nobres platina (Pt), paládio (Pd), irídio 
(Ir),ródio (Rh), ósmio (Os) e rutênio (Ru), chamados de 
elementos do grupo da platina (EGP), demonstram afi ni-
dade genética tanto com sulfetos de Ni-Cu quanto com a 
cromita. Entretanto, enquanto os processos fundamentais 
envolvidos na formação dos sulfetos de Ni-Cu e de cromi-
titos são relativamente simples, os processos que levam à 
 
825
RECURSOS MINERAIS 32
kimberlíticos e lamproíticos são fusões ultrabásicas que se 
formam a profundidades superiores a 150 km dentro da 
crosta continental. A tais profundidades, a pressão é alta o 
sufi ciente para a formação de diamantes a partir da grafi ta. 
Esses magmas ascendem à superfície através de fraturas, 
em processos explosivos, transportando fragmentos de 
rocha do manto (xenólitos de granada-peridotito, eclogito, 
dunito e outros) e também os cristais de diamante.
Quase todos os depósitos primários de diamante 
conhecidos são hospedados em kimberlitos, que ocorrem 
na superfície sob forma de chaminés (condutos vulcâ-
nicos chamados diatremas) ou diques, sendo compostos 
principalmente por olivina, com quantidades menores de 
fl ogopita, diopsídio, serpentina, calcita, granada piropo 
[Mg3Al2(SiO4)3], ilmenita, espinélio e alguns outros mi-
nerais, sendo o diamante apenas um constituinte muito 
raro (Chaves e Chambel 2003). Estatisticamente, é com-
provado que a ocorrência de kimberlitos diamantíferos é 
restrita a um ambiente geotectônico bem defi nido, espe-
cifi camente em áreas de escudos pré-cambrianos antigos, 
tectonicamente estabilizados em idade geológica anterior 
a 1,5 bilhões de anos.
Os lamproítos, por sua vez, são rochas com con-
centrações menores de CaO, Al2O3, Na2O, alta razão 
K2O:Al2O3, conteúdo de MgO relativamente alto e enri-
quecimento extremo em elementos incompatíveis. A mi-
neralogia típica de lamproítos inclui olivina forsterítica, 
Fe-leucita, fl ogopita rica em Ti e pobre em Al, diopsídio 
de baixo Al e sanidina rica em Fe. De modo similar aos 
kimberlitos, os lamproítos apresentam Zr, Nb, Sr, Ba e Rb 
como elementos-traço signifi cativos. Suas formas em su-
perfície variam de diques a diatremas e cones vulcânicos. 
Lamproítos mostram grande espalhamento geográfi co, 
embora em ocorrências volumetricamente pequenas. Ao 
contrário dos kimberlitos, que são encontrados exclusiva-
mente em crátons arqueanos, os lamproítos ocorrem em 
crostas continentais de várias idades, variando de exem-
plos arqueanos na Austrália Ocidental a paleozoicos no 
sul da Espanha.
Historicamente, depósitos de diamantes primários 
têm sido minerados na África do Sul, Rússia, Botswana e 
Angola. Recentemente, kimberlitos diamantíferos foram 
descobertos e estão sendo minerados no Canadá, além dos 
diamantes que estão sendo recuperados a partir de lam-
proítos dos depósitos de Argyle, na Austrália.
Os primeiros kimberlitos brasileiros foram des-
cobertos em 1960 nos arredores de Coromandel (MG) 
seguindo-se outras descobertas em regiões do Triângulo 
Mineiro, Goiás, Mato Grosso, Rondônia e Piauí (Chaves e 
Chambel 2003). O primeiro kimberlito diamantífero com 
potencial econômico conhecido no Brasil é o pipe Canastra 
I, localizado na extremidade nordeste da Serra da Canastra 
(MG). Essa pequena chaminé (0,6 ha de área) contém 9 
no intervalo de 510 a 450 milhões de anos. Desde a Se-
gunda Guerra Mundial a Província Pegmatítica do Seridó 
tem produzido grandes quantidades de minerais valiosos 
como berilo, columbita-tantalita, cassiterita, espodumênio 
e muitos outros.
Carbonatitos (Nb, P, Ti, ETR, U, Th , Cu, Fe, Ba, F, Zr)
Carbonatitos são rochas ígneas intrusivas ou extru-
sivas compostas por mais de 20% de carbonatos, com pre-
sença subordinada de apatita, fl ogopita, natrolita,sodalita, 
sovita, magnetita, barita, fl uorita e contendo uma varie-
dade de minerais exóticos, tais como pirocloro, perovskita, 
bastnaesita e muitos outros. A depender do tipo do mi-
neral carbonático, o carbonatito é classifi cado como sovito 
(carbonato de Ca), berforsito (carbonato de Mg), ferro-
carbonatito (carbonato de Fe) ou natrocarbonatito (car-
bonato de Na). Os carbonatitos normalmente ocorrem 
em chaminés e plugs, ou como diques, soleiras, brechas e 
veios. Eles são quase que exclusivamente associados com 
ambientes de riftes continentais de idade proterozoica ou 
fanerozoica.
Várias intrusões carbonatíticas contêm concen-
trações econômicas de Nb, P, Ti, elementos terras-raras 
(ETR), U, Th , Cu, Fe, Ba, F, Zr e uma variedade de ou-
tros elementos incompatíveis. Alguns exemplos de carbo-
natitos mineralizados são Oka e Saint Honore (Quebec, 
Canadá), Iron Hill e Gem Park (Colorado, USA), Magnet 
Cove (Arkansas, USA), Mountain Pass (Califórnia, USA), 
Palaborwa (África do Sul), Ayopaya (Bolívia), Kovdor 
(Rússia), Mount Weld e Mud Tank (Austrália) e o Com-
plexo Fen (Noruega).
O Brasil possui os carbonatitos mais mineralizados 
do mundo, com destaque para: (i) o complexo intrusivo 
de Araxá (MG), com recursos de 462 Mt de minério 
contendo 2,5% de Nb2O5; 560 Mt de minério apatí-
tico, com 11,8% de P2O5 e 800 mil toneladas de miné-
rios com 15,5% de elementos terras-raras em monazita, 
apatita e gorceixita, um fosfato hidratado raro de fórmula 
BaAl3(PO4)(PO3OH)(OH)6; (ii) o complexo de Catalão 
(GO), com recursos de 79 Mt de minériocom mais de 2% 
de elementos terras-raras; 35 Mt de minério com 1,2% de 
Nb2O5; 200 Mt de minério com 10% de TiO2, além de 6 
Mt de minério com 14% de vermiculita e 120 Mt de mi-
nério fosfatado com mais de 10% de P2O5; e (iii) o com-
plexo de Tapira (MG), com mais de 1 bilhão de toneladas 
de minério contendo anatásio, com 15% de TiO2 (Biondi 
2003). Importantes reservas de fosfatos em carbonatitos 
também são encontradas em Anitápolis (SC), Jacupiranga 
(SP), Angico dos Dias (BA) e Serra do Maraconaí (PA).
Kimberlitos e Lamproítos (Diamante)
Kimberlitos e lamproítos são rochas ígneas ultramá-
fi cas, potássicas e ricas em elementos voláteis. Os magmas 
826 Geologia do Brasil
centração do metal principal é enriquecida por um fator 
de 100 a 1.000 vezes em relação à rocha não mineralizada 
de composição similar (Seedorff et al. 2005).
A alteração hidrotermal serve de guia indicador da 
mineralização porque ela produz uma série de associações 
minerais tanto na zona mineralizada quanto dentro de 
uma zona larga da rocha adjacente. A evolução temporal 
tipicamente observada em minérios porfi ríticos consiste 
em: (i) assembleias de alta temperatura, com biotita ± K-
-feldspato (alteração potássica); (ii) associações de mus-
covita ± clorita (alteração sericítica); e (iii) associações 
argilosas de baixa temperatura (alteração argílica inter-
mediária a avançada). Essa evolução é consistente com o 
aumento da acidez dos fl uidos hidrotermais e também do 
aumento da relação fl uido-rocha (Seedorff et al. 2005).
Depósitos porfi ríticos de Au são de grande to-
nela-gem (50-1.000 Mt de minério) e baixo teor (0,5-2 
g Au/t), associados com vênulas de quartzo (1 cm), que 
são hospedados principalmente em intrusões de magmas 
andesitos e dacitos porfi ríticos. Eles mostram as menores 
razões Cu:Au dentre todos os depósitos porfi ríticos e pa-
recem ter sido formados a pequenas e médias profundi-
dades (Fig. 9). Esse tipo de depósito está presente em toda 
a Cordilheira dos Andes, sendo mais bem exemplifi cado 
no Cinturão Maricunga, no norte do Chile. Exemplos de 
depósitos porfi ríticos de Au no Brasil são os das regiões 
do Tapajós (PA) e Alta Floresta (MT), com idades com-
preendidas entre 2000 e 1760 Ma e o depósito aurífero 
do Cumaru (PA), geneticamente relacionado a um grano-
diorito cálcio-alcalino com idade em torno de 2820 Ma 
(Biondi 2003).
Depósitos porfi ríticos de Cu ocorrem em dissemi-
nações ao longo de sistemas capilares de fraturas e também 
fácies kimberlíticas reconhecidas, das quais apenas quatro 
detêm valor econômico (Costa e Luz 2005). Hoje em dia 
é dada grande ênfase à pesquisa e avaliação de distritos 
kimberlíticos no país, principalmente nas regiões do norte 
de Mato Grosso e sul de Rondônia (Cráton Amazônico), 
Minas Gerais e Bahia (Cráton do São Francisco).
DEPÓSITOS PORFIRÍTICOS 
(AU, CU, MO, W, SN)
Depósito porfi rítico é uma expressão que con-
templa conotações de ordem geológica e de engenharia, 
signifi cando um depósito grande, com teores baixos, rela-
cionado a rochas intrusivas e que pode ser explotado com 
métodos de mineração de larga escala. Esses depósitos 
representam uma das classes econômicas mais impor-
tantes das reservas de minerais não ferrosos do mundo. 
São depósitos de natureza magmático-hidrotermal, carac-
terizados por minerais sulfetados e oxidados em vênulas 
e disseminações contidos em grandes volumes de rochas 
hidrotermalmente alteradas.
Os depósitos porfi ríticos ocorrem dentro de arcos 
magmáticos e são espacial, temporal e geneticamente re-
lacionados com intrusões hipabissais dioríticas e graníticas 
de textura porfi rítica. Esses depósitos são predominantes no 
Fanerozoico, refl etindo a dominância do magmatismo rela-
cionado à tectônica de subdução e a preservação dos depó-
sitos em rochas mais jovens (Seedorff et al. 2005). A relativa 
ausência desse tipo de depósito em rochas pré-cambrianas é 
provavelmente devida à sua remoção pela erosão.
Os depósitos porfi ríticos foram agrupados em 
cinco classes, com base no metal econômico dominante: 
Au, Cu, Mo, W e Sn. Para cada uma dessas classes a con-
Figura 9. Estágios de desenvolvimento de mineralizações magmático-hidrotermais, caracterizados pela presença de fl uidos mineralizantes que 
se formam após a cristalização do magma granítico: (A) em nível crustal raso, a grande variação de volume associada à exsolução da fase 
volátil e também à natureza rúptil das rochas e à baixa pressão confi nante resulta em extensivo hidrofraturamento e brechação da carapaça 
do plutão e da rocha encaixante adjacente. A porosidade epermeabilidade decorrentes desse processo possibilitarão a canalização da fase fl uida 
enriquecida em cloro, enxofre e metais que podem formar minérios; (B) em nível crustal mais profundo, a elevada pressão litostática, a 
natureza rúptil-dúctil das rochas e as pequenas mudanças de volume associadas com a separação da fase fl uida limita o desenvolvimento de 
hdrofraturamento e brechação. O desenvolvimento simultâneo de estruturas tectônicas capazes de gerar porosidade e permeabilidade (como 
zonas de cisalhamento) passam a desempenhar um papel crítico na canalização do fl uxo de fl uido exsolvido. (Modif. de Beakhouse 2007)
 
827
RECURSOS MINERAIS 32
DEPÓSITOS ESCARNÍTICOS 
(AU, FE, MO, SN, W, ZN-CU-AG, CU-ZN)
Existem vários tipos de minério do tipo escarnito 
(skarn), dependendo dos metais presentes, ocorrendo em 
rochas de todas as idades. Sua gênese é relacionada ao 
metassomatismo provocado pela percolação de fl uidos 
quentes ricos em sílica, alumínio, ferro e magnésio, origi-
nados da rocha magmática. A vasta maioria dos minérios 
escarníticos é associada com arcos magmáticos relacio-
nados a subdução de crosta oceânica sob a crosta conti-
nental. 
O minério em depósitos de metassomatismo de 
contato apresenta dimensões restritas, por outro lado, 
mostra teores muito elevados e tende a ser concentrado e 
não disseminado. Grande parte dos depósitos mostra ex-
tensões que variam de 30 m a 120 m, contendo algumas 
dezenas a centenas de milhares de toneladas de minério 
(Meinert et al. 2005).
Os depósitos escarníticos de Au são associados com 
plutões de composição diorito-granodiorítica e com com-
plexos de diques e soleiras. Alguns depósitos escarníticos 
grandes de Fe ou Cu contêm Au em suas zonas distais. 
• Depósitos escarníticos de Fe são de grandes dimen-
sões, alguns com mais de 500 Mt de minério, com-
postos quase que exclusivamente de magnetita, com 
concentrações menores de Ni, Co a Au. 
• Depósitos escarníticos de Mo são associados com gra-
nitos leucocráticos, formando pequenos depósitos de 
alto teor, em associação frequente com W e Cu. 
• Depósitos escarníticos de Sn são exclusivamente asso-
ciados com granitos de alta sílica, gerados pela fusão 
parcial da crosta continental. A associação dos mine-
rais de minério pode incluir cassiterita ± scheelita ± 
arsenopirita ± pirrotita ± calcopirita ± estanita ± mag-
netita ± bismutinita ± esfalerita ± pirita ± ilmenita. 
• Depósitos escarníticos de W são associados a plutões 
cálcio-alcalinos nos principais cinturões orogênicos. 
Normalmente eles aparecem junto a batolitos equigra-
nulares de granulação grossa (com diques de pegma-
tito e aplito), circundados por auréolas metamórfi cas 
de alta temperatura, indicativas de ambientes crustais 
profundos.
A maioria dos depósitos escarníticos de Zn-Cu-Ag 
ocorre em ambientes continentais, associados a zonas de 
subdução ou de rifteamento. Tais depósitos contêm mi-
nérios de alto teor (10-20% Zn + Pb; 30-300 g/t Ag). As 
rochas ígneas relacionadas variam muito em composição, 
desde diorito até granitos ricos em sílica. Os corpos ígneos 
são também de natureza diversifi cada, variando desde ba-
tólitos profundos, passando por complexos de diques e so-
leiras rasas, até extrusõesvulcânicas. Quase todos os mine-
rais escarníticos nesses depósitos podem ser enriquecidos 
em veios mais espessos, que geralmente desenvolvem pa-
drões de veios entrelaçados (stockwork). Os corpos de mi-
nério contêm tipicamente 0,4% a 1% de cobre com me-
nores concentrações de metais associados como Mo, Ag e 
Au. Esses depósitos são encontrados na Cordilheira dos 
Andes, nas Montanhas Rochosas, na Europa, Ásia e nas 
ilhas do “Cinturão do Fogo” da Oceania. Duas aglomera-
ções marcantes desse tipo de depósito são documentadas: 
uma no sudoeste dos Estados Unidos, onde são explotadas 
25 minas, destacando-se a mina Morenci, no Arizona, e 
outra nos Andes Ocidentais do Chile e Peru, onde são ex-
plotadas 9 minas, destacando-se as minas Chuquicamata 
e El Teniente, no Chile, que estão entre os maiores depó-
sitos mundiais de cobre. Um exemplo de depósito porfi -
rítico de cobre e ouro no Brasil é o depósito da Chapada 
(GO), com 155 Mt de minério a 0,44% Cu e 0,35 g Au/t 
(Biondi 2003).
Depósitos porfi ríticos de Mo são constituídos por 
stockworks de vênulas de quartzo e fraturas contendo mo-
libdenita, desenvolvidas em rochas intrusivas félsicas al-
tamente evoluídas (> 75% SiO2), de textura porfi rítica e 
também nas suas rochas encaixantes. A idade das intru-
sões varia do Paleozoico ao Terciário, com grande predo-
minância dos termos mais jovens. Esses depósitos tipica-
mente contêm centenas de Mt de minério a 0,1-3,0% Mo. 
Os melhores exemplos são as minas de Climax, Colorado, 
USA, com 769 Mt a 0,216% Mo; Henderson, Colorado, 
com 727 Mt a 0,171% Mo; Questa, Novo México, com 
277 Mt a 0,144% Mo e Malmbjerg, Groenlândia, com 
136 Mt a 0,138% Mo (Carten et al. 1993).
Depósitos porfi ríticos de W são também constituí-
-dos de stockworks de vênulas de quartzo e fraturas em ro-
chas intrusivas félsicas e também nas rochas encaixantes. 
A idade das intrusões varia do Paleozoico ao Terciário. 
Esses depósitos contêm dezenas até 100 Mt de minério 
a teores de 0,2-0,3% W. Os melhores exemplos são Boya; 
Mount Pleasant (New Brunswick, Canadá); Logtung 
(Yukon, Canadá); Xingluokeng, Lianhuashan e Yanchu-
ling (China).
Depósitos porfi ríticos de Sn são constituídos de 
cassiterita fi namente granulada em vênulas, fraturas, 
zonas de stockwork, zonas de brecha e disseminações em 
rochas félsicas porfi ríticas intrusivas com idades do Pa-
leozoico ao Terciário e também nas suas rochas encai-
xantes. Os depósitos contêm dezenas de Mt de minério a 
teores de 0,2-0,5% Sn. Os melhores exemplos são Mount 
Pleasant(New Brunswick), com 5,1 Mt a 0,79% Sn; East 
Kemptville(Nova Escócia, Canadá), com 56 Mt a 0,165% 
Sn; Catavi(Bolívia), com 80 Mt a 0,3% Sn; stock de Cerro 
Rico (Bolívia), com teor médio de 0,3% Sn; Ardlethan 
(Austrália), com 9 Mt a 0,5% Sn; Taronga (Austrália), 
com 46,8 Mt a 0,145% Sn; Altenberg, (Alemanha) com 
60 Mt a 0,3% Sn.
828 Geologia do Brasil
metros. Existem registros de que podem atingir extensão 
de até 480 m, larguras de 30 m e extensão máxima em 
profundidade de até 850 m (Cruz 2004). 
O urânio ocorre sob forma de óxido (uraninita ou 
pechblenda). A uraninita apresenta aspecto submetálico a 
fosco, alterada para uranofânio. Ocorre isolada e dissemi-
nada ou em bolsões, cujos cristais formam pequenos grãos 
com dimensões em torno de 20 μm a 30 μm. Muitas vezes, 
estão inclusos em minerais máfi cos como granada, biotita, 
piroxênio e também na albita. Os grãos apresentam-se ar-
redondados e, mais raramente, cúbicos, produzindo halos 
pleocroicos e microfi ssuras nos minerais hospedeiros. O 
uranofânio ocorre em microvênulas instaladas em minerais 
máfi cos ou contornando cristais de plagioclásio. Os albi-
titos podem ser nomeados de acordo com a abundância de 
minerais varietais na seguinte forma: hastingsita-albitito, 
aegirina-augita albitito, magnetita-hematita albitito, eas-
tonita-albitito, andradita-grossularita albitito e variações 
entre esses termos. Os acessórios são apatita, titanita e 
zircão. A associação mineralógica mais característica de 
corpos mineralizados é principalmente composta por gra-
nada e hematita e subordinadamente por granada, piro-
xênio, magnetita e hematita (Cruz 2004).
DEPÓSITOS DE ÓXIDOS 
DE FERRO-COBRE-OURO (OFCO) 
Vários tipos de mineralizações são agrupados na 
classe de depósitos denominada óxidos de ferro-cobre-ouro, 
um agrupamento que foi idealizado com base em uma defi -
nição empírica que se originou de feições geoquímicas, dei-
xando de contemplar outros componentes metalogenéticos 
tais como ambiência geotectônica e geológica e fontes de 
fl uidos mineralizantes. As feições comuns a esses depósitos 
são: (i) presença de cobre, frequentemente associado com 
ouro; (ii) estilo de mineralização hidrotermal e forte con-
trole estrutural; (iii) abundante magnetita e/ou hematita; 
(iv) razões Fe:Ti nos óxidos de ferro mais altas do que na 
maioria das rochas ígneas; e (v) nenhuma associação clara 
com intrusões ígneas como, por exemplo, aquelas apresen-
tadas pelos depósitos do tipo porfi rítico ou escarnítico.
Os depósitos do tipo OFCO demonstram uma 
forte associação espacial e temporal com batolitos gra-
níticos, ocorrem em ambientes crustais com metassoma-
tismo alcalino extensivo e pervasivo e muitos deles são 
enriquecidos em uma suíte geoquímica distinta de ele-
mentos menores, que inclui várias combinações de F, P, 
Co, Ni, As, Mo, Ag, Ba, elementos terras-raras leves e U.
Esses depósitos ocorrem em todos os continentes, 
com idades que variam desde o Neoarqueano até o pre-
sente (Williams et al. 2005). As rochas encaixantes são 
de natureza diversa, incluindo-se granitoides plutônicos, 
rochas metavulcânicas andesíticas e associações de rochas 
em manganês, incluido-se granada, piroxênio, olivina, il-
vaíta (silicato hidratado de Ca e Fe), piroxenoides como 
johansenita e bustamita (silicatos de Ca, Mn e Fe), anfi -
bólio, clorita a serpentina. Exemplos de depósitos escar-
níticos com Zn-Cu-Ag são encontrados na área de Santa 
Rita, Distrito Central do Estado do Novo México, USA.
A importância econômica crescente do grande de-
pósito escarnítico de Cu-Zn de Antamina, localizado nos 
Andes Peruanos, despertou o interesse na exploração de 
grandes depósitos de Cu-Zn do tipo skarn ao redor do 
mundo. Apenas no primeiro semestre de 2007 Antamina 
produziu 113.700 toneladas de concentrado de cobre e 
73.013 toneladas de concentrado de zinco. Entretanto, as 
informações metalogenéticas sobre esse tipo específi co de 
depósito ainda são limitadas.
No Brasil, pequenos depósitos escarníticos de 
W-Au (Bi-Te) ocorrem no distrito mineiro de Currais 
Novos (RN). A mina Bonfi m, localizada 27 km a sudeste 
da cidade de Lajes e com reservas de 70 toneladas de 
scheelita(CaWO4), foi totalmente lavrada no período de 
1969 até 1980 (Souza Neto 1999).
DEPÓSITOS METASSOMÁTICOS DE URÂNIO
Nos últimos 40 anos, mineralizações de urânio do 
tipo metassomático, associadas com albititos, têm sido 
descritas em várias partes do globo, particularmente na 
Rússia, Austrália, Casaquistão, Índia e Brasil. Esses depó-
sitos ocorrem em rochas estruturalmente deformadas que 
foram anteriormente alteradas por processos metassomá-
ticos, normalmente com introdução de Na, K ou Ca.
A Província Uranífera de Lagoa Real, município de 
Caetité, Bahia, conta com 34 depósitos de urânio, distri-
buídos em uma área de 1.200 km2, apresentando recursos 
de 100.770 toneladas de U3O8, com teor médio de 2.100 
ppm (Cruz 2004).
A mineralização de urânio está associada com in-
tensa alteração metassomática com enriquecimento de 
urânio e sódio, e nucleação de zonas de cisalhamento com 
metassomatismo. A formação de albititos mineralizados 
em urânio a partir de gnaisses do Complexo Lagoa Real 
refl ete processos de alteração metassomática e deformação 
no estado sólido. O principal controle da mineralizaçaosão as frentes de metassomatismo cálcio-sódico e as 
frentes de oxidação em zonas de cisalhamento que foram 
nucleadas durante a sua inversão. Um aspecto relevante: a 
presença de uraninita diretamente relacionada com a de 
hematita. A uraninita está preferencialmente alojada em 
albititos em que a transformação da magnetita em hema-
tita se deu mais extensivamente (Cruz 2004)
As rochas albitíticas ocorrem formando corpos 
lenticulares, fusiformes, descontínuos, de larguras e com-
primentos variando de alguns milímetros a centenas de 
 
829
RECURSOS MINERAIS 32
metassiliciclásticas-metabásicas. As mineralizações são 
interpretadas como tendo sido formadas a diferentes pro-
fundidades crustais, desde 10 km até próximo à superfície. 
As mineralizações normalmente são localizadas dentro 
de falhas secundárias, contatos litológicos e corpos de ro-
chas brechadas. As rochas encaixantes mostram intensa 
alteração hidrotermal nas proximidades dos corpos de 
minério. As condições de temperatura e pressão variáveis 
durante a alteração e mineralização são refl etidas em um 
espectro de depósitos que varia desde aqueles em que o 
óxido de ferro dominante é a magnetita, cuja alteração é 
caracterizada pela presença de biotita, K-feldspato e anfi -
bólio, até aqueles sistemas dominados por hematita, nos 
quais as principais fases silicáticas de alteração são sericita 
e clorita (Williams et al. 2005).
Evidências encontradas no estudo de inclusões 
fl uidas indicam que salmouras geoquimicamente com-
plexas, contendo gás carbônico, estiveram envolvidas 
na formação dos depósitos do tipo OFCO. Entretanto, 
as fontes primordiais de H2O, CO2, metais, enxofre e 
da salinidade dos fl uidos ainda não foram determinadas 
(Williams et al. 2005).
Os depósitos OFCO contêm recursos superiores 
a 100 Mt, alguns deles atingindo mais de 1.000 Mt de 
minério, com concentrações metálicas superiores àquelas 
da maioria dos depósitos porfi ríticos de Cu-Au. Os mais 
importantes de idade arqueana e paleoproterozoica en-
contram-se na Serra de Carajás (PA), no Cráton de Ga-
wler e no Distrito de Clonclurry (Austrália). Os maiores 
depósitos até hoje encontrados são Salobo, Cristalino, 
Sossego e Alemão (Carajás), Olympic Dam (Gawler), Er-
nest Henry (Cloncurry). Entre os depósitos OFCO mais 
novos, destacam-se aqueles de idade jurocretácica locali-
zados no cinturão de batolitos costeiros do Chile e Peru, 
na Cordilheira dos Andes, incluindo-se Candelária-Punta 
del Cobre e Manto Verde (Chile). 
DEPÓSITOS SEDIMENTARES
Alguns tipos de rochas sedimentares detêm valor 
econômico intrínseco. Rochas de origem biogênica, tais 
como calcários, diatomito, carvão e folhelhos betuminosos 
podem ser diretamente minerados. O petróleo é gerado 
e armazenado naturalmente em rochas sedimentares.
Mesmo depósitos clásticos como, por exemplo, areias de 
alta pureza, podem conter jazidas de quartzo de valor co-
mercial. A expressão depósito sedimentar, no entanto, é 
restrita para depósitos formados pela precipitação dos mi-
nerais a partir da água de lagos, mares e oceanos.
Evaporitos
Os depósitos evaporíticos são formados pela sa-
turação e precipitação de minerais causadas pela evapo-
ração da água de lagos e de bacias isoladas preenchidas 
com água do oceano. Dentro dos lagos, sob clima extre-
mamente árido, podem precipitar carbonato de sódio 
(Na2CO3), sulfato de sódio (Na2SO4) e bórax ou tetra-
borato de sódio (Na2B4O7.10H2O). Minerais evaporí-
ticos que precipitam da água do oceano podem ser gipsita 
(CaSO4.2H2O), halita, o sal de cozinha (NaCl), carnalita 
(KCl.MgCl2.6H2O) e silvita (KCl), os dois últimos utili-
zados na fabricação de fertilizantes.
Não é necessário que toda a água da bacia seja 
transformada em vapor para que evaporitos sejam produ-
zidos. Basta que haja restrição na renovação da parte da 
água que evapora para que a salinidade aumente o bas-
tante para produzir saturação e precipitação de sais e sua 
acumulação no fundo da bacia. Bacias grandes e rasas são 
muito raras a partir do Pleistoceno. No passado geológico, 
porém, muitas áreas continentais estiveram cobertas por 
mares rasos e o processo de evaporação parece ter-se in-
tensifi cado em épocas de temperaturas globais mais ele-
vadas.
Os principais ambientes deposicionais de evapo-
ritos são:
• Grábens e meio-grábens dentro de riftes continen-
tais, alimentados por drenagem fl uvial limitada, nor-
malmente sob clima tropical ou equatorial. Exemplos 
atuais: Depressão Denakil, Etiópia, e Vale da Morte, 
Califórnia, USA.
• Grábens em riftes oceânicos alimentados por incur-
sões limitadas da água salgada, conduzindo ao eventual 
isolamento e evaporação. Exemplos atuais: Mar Ver-
melho e Mar Morto, na Jordânia.
• Bacias de drenagem interna sob clima árido a semiá-
rido, temperado a tropical, alimentadas por drenagens 
efêmeras. Exemplos atuais: Deserto de Simpson, Aus-
trália Ocidental, e o Grande Lago Salgado, Utah, USA.
• Áreas não basinais, alimentadas exclusivamente por 
infi ltrações artesianas de água subterrânea. Exemplos 
atuais: Montículos de exsudação no Deserto de Vic-
tória, alimentados pela Grande Bacia Artesiana, na 
Austrália.
• Planícies costeiras restritas em ambientes de mares re-
gressivos. Exemplos atuais: Depósitos do tipo sabkha
do Irã, Arábia Saudita e do Mar Vermelho.
• Bacias de drenagem sob clima extremamente árido. 
Exemplos atuais: Deserto do Atacama, Chile, algumas 
regiões do Deserto do Saara e do Deserto da Namíbia.
No Brasil existem grandes depósitos evaporíticos 
formados no Paleozoico e no Mesozoico, exemplo de (i) 
depósitos de potássio de Nova Olinda (AM), formados 
no Neocarbonífero; (ii) depósitos de potássio de Taquari-
-Vassouras (SE), formados no Eocretácio; e (iii) depósitos 
de gipsita da Chapada do Araripe (PE), formados no Eo-
cretácio.
830 Geologia do Brasil
combinação deste com o ferro dissolvido na água do mar 
(Lindenmayer et al. 2001).
As maiores formações ferríferas bandadas, que 
constituem protominérios dos grandes depósitos de Fe do 
mundo, encontram-se na Serra de Carajás (PA), na Bacia 
de Hamersley (Austrália) e na região do Quadrilátero Fer-
rífero e adjacências (MG).
DEPÓSITOS RESIDUAIS
Quando são levados para a superfície e expostos à 
umidade, ao ácido carbônico e outros agentes intempé-
ricos subaéreos, os minerais formadores de rochas ígneas e 
metamórfi cas são intemperizados e substituídos por novos 
compostos químicos. O feldspato é hidrolisado e transfor-
mado em caulinita+muscovita+quartzo, e os minerais má-
fi cos como piroxênio, anfi bólio e biotita são alterados para 
clorita+epidoto+rutilo e outras substâncias. Os compostos 
neoformados (óxidos, hidróxidos, minerais argilosos etc) 
podem se acumular no sítio do intemperismo juntamente 
aos grãos minerais refratários (por ex., zirconita) e não 
reativos (por ex., quartzo e mica branca) e blocos preser-
vados da rocha (seixos e matacões). Esse manto residual 
é chamado regolito. Modifi cações posteriores do rego-
lito conduzem à formação de solos, que vão sustentar as 
plantas com raízes e a fauna que delas se alimenta. 
O intemperismo químico, que é muito mais in-
tenso em regiões de clima equatorial e tropical, remove os 
elementos solúveis, deixando in situ os elementos insolú-
veis, que podem formar depósitos residuais econômicos. 
As principais associações mineralógicas em depósitos re-
siduais são: quartzo, micas, argilominerais (caulinita, es-
mectita, bentonita) e óxi-hidróxidos de ferro e alumínio, 
chamados lateritas. 
Grandes depósitos de caulinita são formados pela 
extensiva hidrólise de feldspatos contidos em rochas íg-
neas, metamórfi cas e sedimentares, acompanhada da re-
moção dos minerais ferromagnesianos. O intemperismo 
químico também pode conduzir ao processo de enrique-
cimento supergênico, que ocorre quando soluções