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See discussions, stats, and author profiles for this publication at: https://www.researchgate.net/publication/317497896 RECURSOS MINERAIS Chapter · January 2012 CITATIONS 0 READS 333 1 author: Some of the authors of this publication are also working on these related projects: Ground and air Magnetometry application for Mineral Exploration View project João Batista Guimarães Teixeira 26 PUBLICATIONS 272 CITATIONS SEE PROFILE All content following this page was uploaded by João Batista Guimarães Teixeira on 10 June 2017. The user has requested enhancement of the downloaded file. 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
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