Aula_Processos de formação dos depósitos minerais 4 Aula Economica I 2011 (2)

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PROCESSOS DE FORMAÇÃO DE DEPÓSITOS MINERAIS E AMBIENTES TECTÔNICOS
	Formação dos depósitos minerais é complexa. 
	Eles podem ser 
	endógenos 
	e exógenos. 
Os depósitos endógenos
	variam em função de várias feições:
	-Tipo de Magma (composição e diferenciação- Sistema endomagmático);
	-Tipo de fluido, razão fluido/rocha(Sistema hidrotermal)
	-Condições de T e P (Sistema metamórfico)
	Ambiente tectônico ques as rochas magmáticas são geradas
	Os depósitos ricos em elementos calcófilos e siderófilos (P.ex, Ni, Co, Pt, Pd e Au) são mais associados às rochas máficas
	Os depósitos ricos em elementos litófilos (p.ex.Li, Sn, Zr, U e W) são associados às rochas félsicas, particularmente alcalinas. 
Depósitos Exógenos
	Estão relacionados:
	A processos de intemperismo físico – acumulações mecânicas (Depósitos de placeres);
	A processos sedimentares de precipitação química (Evaporitos, Carbonatos, Fosfatos)
	A processos de alterações quimicas residuais (Depósitos lateríticos de Ni, caulim, bauxita)
	A processos de enriquecimento supergênico (Deposito Chapéu de Ferro ou Gossan)
	A processos vulcano-exalativos (Bifs, VMS, SEDEX)
CLASSIFICAÇÃO DOS DEPÓSITOS MINERAIS
Histórico
	As classificações podem ser divididas em 2 grupos:
	1- As desenvolvidas antes da Tectônica de Placas relacionadas a processos geológicos globais-p.ex. Lindgren 1933, Bateman 1967, Stanton 1972, Smirnov 1976 e Jensen & Bateman 1979 ;
	2-As desenvolvidas após – Mitchell and Garson 1981, Hutchison 1983, Sawkins 1990 (baseando-se em ambientes tectônicos, e outras em função da associação litológica e processos formacionais Guilbert and Park 1986
. Independente da classificação, a compreensão de um modelo de depósito mineral está relacionado ao entendimento das feições essenciais como: geológicas, rochas encaixantes, alteração das rochas encaixantes, associações geoquímicas/metais, distribuição espacial, teor, tamanho, mineralogia do minério, estrutura metalogenética regional, ambiente tectônico de um grupo ou classe de depósitos minerais
	
CLASSIFICATION OF 
MINERAL DEPOSITS
Seis classificações se destacam entre as mais antigas
	Niggli (1929) 
	Schneiderhöhn (1941) 
	Lindgren (1913, revised 1933, modified 1968) 
	Bateman (1942, revised 1950, revised 1979) 
	Stanton (1972) 
	Guilbert and Park (1986)
Classificação de Lindgren
	Lindgren considered all types of mineral deposits, not only those related to magmatic processes . 
	Primary subdivision is into chemical and mechanical processes of concentration. 
	Chemical processes are divided into groups according to place of deposition of minerals: 
	in magmas, 
	in bodies of rocks, 
	in bodies of surface waters. 
	Magmatic deposits are further subdivided into 
	magmatic segregation deposits and 
	pegmatites. 
	Deposits formed in bodies of rocks are 
	volcanic exhalations (sublimates, fumarolic deposits), 
	igneous metamorphic deposits (contact metamorphic, contact metasomatic, hypothermal in carbonate rocks), 
	hydrothermal deposits (hypothermal, mesothermal, epithermal, telethermal, xenothermal), 
	metamorphic deposits 
	chemical weathering deposits. 
	Deposits formed in bodies of surface waters are termed as 
	chemical sedimentary deposits (chemical precipitates), 
	evaporates, 
	volcanogenic.
Classificação de Lindgren 
Classificação de Bateman 
	Bateman also considered all types of mineral deposits . 
	His classification is a simplified version of Lindgren's, but subdivisions are according to processes of deposition and form of deposit.
Classificação de Bateman
 Classificação de Stanton 1972 (CONSIDERA OS DEPÓSITOS MINERAIS EM TERMOS DE ASSOCIAÇÕES LIOTOLÓGICAS 
Classificação de Guilbert and Park
	Guilbert and Park considered all types of mineral deposits (Table 6.6). The primary subdivision is two-fold: 
	according to the associated host rocks for deposits related to magmatic rocks; and 
	according to the process of deposition for other deposits.
Guilbert and Park Classification
Classificação de Evans 2007 –Baseia-se no ambiente geológico e/ou processos de formação
Classificação de Franco Pirajno (2010)
 AMAGMATIC OR UNCERTAIN ORIGIN
– Orogenic lodes
– Black shales
– Carlin type
– Associated with high-heat producing granites
– Meteorite impact structures
 MECHANICAL/RESIDUAL/WEATHERING
– Placers
– Laterites
Fraser et al. (2007) that includes geodynamic environment, tectonic setting, and fluid/magma involved in mineralisation. 
*
Classificação de Walter Pohl 2011
Depósitos do Sistema Endógeno- (Tipo de Magma, tipo de fluido, Condições de T e P) 
Quanto aos Tipos de Magma Máfico-ultramáficos (principais tipos de magmas gerados a partir de fusão parcial do manto- devido a anomalias térmicas ou quedas de pressão no nível do manto e da astenosfera)
	Komatiítico
	Toleítico (série pigeonítica)
	Cálcio-alcalino
	Alcalinos
	Magmas de basaltos aluminosos;
	Série shoshonítica; 
	Série de basalto transicionais (entre a série toleítica a série alcalina)
	ORIGEM
	Alta taxa de fusão; ambientes de tectônica de expansão e intraplaca oceânico, desenvolvidos em terrenos arqueanos e paleoproterozóicos
	Taxas elevadas de fusão; ambientes de expansão; subducção (regiões de margens de placas oceânicas) e intraplaca
	Taxas moderadas de fusão em regime hidratado; ambientes de subducção (margens continentais ativas ou de arco de ilhas)
	Baixa taxa de fusão; ambientes de subducção e intraplaca
CARACTERÍSTICAS DAS SÉRIES MAGMÁTICAS E AMBIENTE TECTÔNICO DAS ROCHAS VULCÂNICAS
1-Série Toleítica ou pigeonítica (Alto teor em Fe nos primeiros diferenciados)
	Basalto – Andesito (ou islandito) – dacito – riolito 
2- Série alcalina (rica em álcalis)
	Havaiito- mugearito – traquito- riolito alcalino
	Basalto Traquiandesito – traquito
	Basanito - Nefelinito
	Basalto Alcalino 
	Traquito – Fonólito
3- Série Cálcio-Alcalina ou hiperstênica
	Basalto-Andesito-dacito-Riolito
4- Série Shoshonítica (alto teor em K)
	Absorquitos – shoshonitos – latitos
5- Série komatiítica (Série magnesiana)
	São classificadas em função de inúmeros parâmetros químicos. Os mais comuns tem sido os diagramas de alcalis (Na2O + K2O) vs SiO2, o diagrama AFM, etc.
Classificação das rochas vulcânicas magnesianas
Magma Komatiítico
		MAGMAS TOLEITICOS E ALCALINOS
Tholeiites –s- São associados a Taxas de fusão mantélicas mais rasas e aumentam com a Taxa de Fusão 
	 - Em uma dada pressão, as rochas toleíticas aumentam com a taxa de fusão
Alcalinas – Aumentam com menor taxa de fusão e com o aumento da profundidade
Aspectos mineralógicos e químicos da Série toleítica
	1- presença de pigeonita (Cpx pobre em Cálcio
	2-Em termos químicos, a feição principal é o enriquecimento da série em Fe, com a progressiva diferenciação até as rochas de composição intermediária
Aspectos mineralógicos e texturais dos basaltos toleíticos e alcalinos em ambientes oceânicos
Table 10-1
Common petrographic differences between tholeiitic and alkaline basalts
Tholeiitic Basalt
Alkaline Basalt
Usually fine-grained, intergranular
Usually fairly coarse, intergranular to ophitic
Groundmass
No olivine
Olivine common
Clinopyroxene = augite (plus possibly pigeonite)
Titaniferous augite (reddish)
Orthopyroxene (hypersthene) common, may rim ol.
Orthopyroxene absent
No alkali feldspar
Interstitial alkali feldspar or feldspathoid may occur
Interstitial glass and/or quartz common
Interstitial glass rare, and quartz absent
Olivine rare, unzoned, and may be partially resorbed
Olivine common and zoned
Phenocrysts
 or show reaction rims of orthopyroxene
Orthopyroxene uncommon
Orthopyroxene absent
Early plagioclase common
Plagioclase less common, and later in sequence
Clinopyroxene is pale brown augite
Clinopyroxene is titaniferous augite, reddish rims
after Hughes (1982) and McBirney (1993).
Tholeiitic Basalt and Alkaline Basalt 
Magmas Cálcio-alcalinos
Associado com a subducção da crosta oceância, ondeocorre três zonas de fusão distintas:
 1- Zona de fusão da clorita, gerando magmas toleitico; 
1A-Zona de fusão do anfibólio gerando magmas calcio-alcalino e 
1B- Zona de quebra ou fusão da flogopita (B) que acontece aos ~200 km de profundidade, gerando magmas ultramáficos alcalinos. 
Comparação entre as Séries Calcio-alcalinas e toleíticas
	No caso da série Calcio-alcalina, o aumento de SiO2 e a redução de MgO, CaO e FeO durante a cristalização fracionada são notáveis.
	Entretanto, no caso da série toleítica, o aumento
	da proporção FeO/MgO nos minerias ferromagnesianos é marcante.
Magmatismo Alcalino Continental
CARBONATITOS -KIMBERLITOS
PROCESSOS RESPONSÁVEIS PELA FORMAÇÃO E/OU MODIFICAÇÃO DO MAGMA ( Diferenciação de Magmas)
	Processos pelos quais um magma é capaz de se diversificar e produzir um magma ou rocha de composição diferente, estando envolvidos na evolução/ transformação do magma 
	Fusão parcial (Batch Melting) 
	Cristalização Fracionada Simples
	Mistura de dois ou mais magmas (magma mixing, magma mingling)
	Assimilação e contaminação crustal
	Imiscibilidade de líquidos 
Modelos de Evolução de Magmas
	1- Fusão Parcial (anatexia)
	Separação de um líquido parcialmente fundido, rico em elemento incompatível, do resíduo sólido rico em elemento compatível
	O líquido permanece residente até que ele seja liberado e se mova para cima
	Processos de fusão em equilíbrio com variável % de fusão
Estágios de formação de Granitos
2-Cristalização Fracionada Simples
Processo envolvendo mudança progressiva na composição do magma, a medida que ocorre a cristalização ou a remoção dos cristais.
O elemento traço incompativel aumenta sua concentração no líquido residual em relação à concentração original no magma parental, cujo aumento pode às vezes ser exponencial com a cristalização. 
O Elemento compativel por sua vez, diminui no líquido residual tão ele é extraído na fase sólida.
	
Coeficiente de Partição 
Constante de
	equilíbrio KD (ou D):
 X i sólido
KD (D) = -----------------
 X i líquido
melhor:
	 a i sólido
KD (D) = -----------------
 	 a i líquido
Elemento compatível
 
 KD > 1
 tem preferência de ser incorporado
 nos minerais cristalizados (p.e. Ni)
 empobrece durante a diferenciação
Elemento incompatível
 
 KD < 1
 tem preferência de ficar no líquido
 (p.e. Zr)
 enriquece durante a diferenciação
	Ex.: KD for olivina (60 % peso), opx (25 %), cpx (10 %) e granada (5 %)
	KD (Er): (0.6 * 0.026) + (0.25 * 0.23) + (0.10 * 0.583) + (0.05 * 4.7) = 0.366
KD de (1 + x) minerais / líquido
Sheet1
		
		Table 9-1. Partition Coefficients (CS/CL) for Some Commonly Used Trace Elements in Basaltic and Andesitic Rocks
						Olivine		Opx		Cpx		Garnet		Plag		Amph		Magnetite						Mineral		Mode		Density		Wt prop		Wt%		Bulk D
				Rb		0.010		0.022		0.031		0.042		0.071		0.29								ol		15		3.6		54		0.1776900296
				Sr		0.014		0.040		0.060		0.012		1.830		0.46								cpx		33		3.4		112.2		0.3692003949
				Ba		0.010		0.013		0.026		0.023		0.23		0.42								plag		51		2.7		137.7		0.4531095755
				Ni		14		5		7		0.955		0.01		6.8		29						garnet				4		0		0
				Cr		0.70		10		34		1.345		0.01		2.00		7.4						Sum						303.90		1.00
				La		0.007		0.03		0.056		0.001		0.148		0.544		2						Rb										0.05
				Ce		0.006		0.02		0.092		0.007		0.082		0.843		2						Sr										0.85
				Nd		0.006		0.03		0.230		0.026		0.055		1.340		2
				Sm		0.007		0.05		0.445		0.102		0.039		1.804		1
				Eu		0.007		0.05		0.474		0.243		0.1/1.5*		1.557		1
				Dy		0.013		0.15		0.582		1.940		0.023		2.024		1
				Er		0.026		0.23		0.583		4.700		0.020		1.740		1.5
				Yb		0.049		0.34		0.542		6.167		0.023		1.642		1.4
				Lu		0.045		0.42		0.506		6.950		0.019		1.563
				Data from Rollinson (1993).										* Eu3+/Eu2+		Italics are estimated
&A
Page &P
Rare Earth Elements
Cristalização fracionada nos estágios tardios
	A cristalização fracionada torna o magma cada vez mais enriquecido em elementos incompatíveis (LIL - K, Rb, Cs, Ba, Pb2+, Sr, Eu2+; HSFE-REE, Th, U, Ce, Pb4+, Zr, Hf, Ti, Nb, Ta) e mais empobrecido em elementos compatíveis;
	A segregação mineral do líquido enriquece este na fase volátil ou aquosa (H2O, CO2, S, Cl, F, B, e P, bem como uma série de elementos incompativeis e elementos calcófilos)
Esquema de formação dos depósitos minerais segundo a Diferenciação e o Estado de Oxidação do Magma em rochas plutonicas ácidas
A liberação dos voláteis está asociada
	Ao aumento da Pressão do fluido no topo da intrusão, gerando fraturas em intrusões rasas
	Fase vapor e alguns líquidos silicatos tardios escapam ao longo da rede de fraturas como diques de vários tamanhos (diques apliticos)
	Grandes cristais em pegmatitos é atribuída a baixa nucleação e alta difusão dos elementos na fase rica em voláteis (água)
3. Assentamento Gravitacional - Movimento diferencial dos cristais e líquidos sob a influência da gravidade devido a diferença na densidade (decantação) –Está relacionado ao desenvolvimento das texturas de acumulação ou cumulática tão comuns em Complexo Máfico-Ultramáfico Acamadado
1-densidade;
2- viscosidade, 
3- tamanho e a forma dos cristais 
A taxa de afundamento dos cristais pode ser estimada pela Lei de Stokes 
V= 2gr2(ds-dl)
	9
V= velocidade terminal de esfera sólida de raio r, caindo no líquido de viscosidade , sob aceleração da gravidade g, e dl e ds são as densidades do líquido e sólido respectivamente.
 - Cristais maiores afundam mais rápido;
	Se o contraste de densidade for quase nulo, os cristais flutuam;
	Quanto maior a viscosidade do magma, menor o afundamento dos cristais
Densidade e hábito dos principais em rochas mafica-ultramaficas
Cromita 4,0 -4,3		Octaédrico
Olivina 3,25-3,45		Achatado
Opx 3,2 -3,4		Prisma curto
Cpx	 3,3-3,35		Prisma alongado
Plag 2,64 		Prisma tabular
Fenômenos de convecção na câmara magmática
	Envolvem:
	Diffusão
	Separação convectiva de líquidos e cristais
	Diferenças de temperatura entre o líquido magmático e as paredes da câmara magmática geram células de convecção. Os cristais tendem a se cristalizar nas paredes e no teto onde se produz uma forte nucleação.
	Os elementos/moleculas pesados migram em direção as partes frias e os mais leves para as partes quentes do gradiente (Difusão termal ou efeito Soret)
3-Mistura de magmas (magma mixing, magma mingling). Comum em Granitos e em rochas máfica-ultramáficas. 
Mingling – mistura mecânica –emulsão bifásica pelo contato de 2 líquidos (a exemplo de água e óleo) (Mingling de basalto-riolito)
Mixing – mistura única, fase híbrida de composição intermediária . 
Variações dos elementos ou oxidos no diagrama de Harker devem ficar em uma linha reta entre os dois principais extremos de composição. 
Mingling – Basalto –dacito da Bacia de Jaibaras
4-Assimilação e contaminação crustal
	Assimilação – O magma incorpora mecanicamente componentes da rocha encaixante – xenólitos
	Contaminação – O magma tem sua composição modificada pela adição de porções da rocha encaixante (só ocorre se a T for maior a T do solidus da encaixante)
5-Imiscibilidade de líquidos
	Envolve a separação de um magma homogêneo em duas frações as quais se mantêm em equilíbrio.
	Silicato-silicato – situações de desmisturação de líquidos silicáticos máficos e félsicos (líquidos basálticos –líquidos riolíticos)
	Silicato-fosfato e silicato-óxido . Líquidos ricos em magnetita podem coexistir de forma imiscível com líquidos silicatados. 
	Sistema carbonatito-nefelinito
	Aassociação magnetita-apatita de vários complexos M-U estratificados e de carbonatito;
	Associação ilmenita-magnetita-apatita ou rutilo-apatita de complexo anortosítico
	Alguns exemplos:
	Gotas (droplets) imiscíveis rica em sílica em basaltos toleíticos ricos em ferro
	Imiscibilidade de sulfetos-silicatos (depósitos de sulfetos maciços na base da intrusão máfica ou ultramáfica ou de derrames de lavas ultramáficas)Os depósitos formados dessa maneira consiste de pirrotita, calcopirita e pentlandita, ou seja, são minérios de Cu e Ni acompanhados de Pt, Au, Ag e outros elementos.
Principais processos formadores de minérios em rochas máficas e ultramáficas
	ROCHAS PLUTÔNICAS
 Processos endomagmáticos ou ortomagmáticos, em sistema fechados / abertos
	-Diferenciação magmática 
	- Diferenciação magmática com acumulação gravitacional
	-imiscibilidade de líquidos
	- Assimilação crustal + Imiscibilidade
	ROCHAS VULCÂNICAS
	-Processos vulcano-exalativos (VHMS)
	-Captura de diamantes por rochas kimberlíticas e lamproíticas
	-Assimilação crustal+Imiscibilidade+separação gravitacional
Principais depósitos associados com rochas máfica-ultramáficas?
	Compreende uma assembléia de metais (siderófilos e calcófilos), entre os quais Ni, Cr, PGE, Cu, Co , V e Fe
Principais processos formadores de minérios em rochas graníticas
	Fusão Parcial
	Assimilação –de material de uma fonte rica em metal 
	Mistura de Magmas
	Cristalização fracionada ou Diferenciação magmática
	Alteração pós-magmática (Hidrotermalismo)
Depósitos Endomagmáticos
	Correspondem aos depósitos que se cristalizam diretamente do magma ou seja em temperatura magmatica, enquanto o fundido (melt) era ainda líquido e antes da sua solidificação total. São conhecidos também como depósitos ortomagmáticos , característicos dos depósitos associados às rochas máfica-ultramáficas. Isso compreende uma assembléia de metais (siderófilos e calcófilos), entre os quais Ni, Cr, PGE, associados mais as rochas ultramáficas e Cu, Co , V e Fe as rochas máficas e ultrabásicas 
	Podem ser de dois tipos:
	 i-	Disseminados – relacionados à simples precipitação dos minerais minérios como constituinte principal ou menor nas rochas rochas máficas ou ultramáficas (ex. kimberlitos, carbonatitos;
Ii- Segregados - relacionada a segregação magmática ou concentração dos minerais minérios em camadas cristalizados precocemente a partir do líquido magmático (depósitos de cromita).
	Estes podem ser formados por dois processos: 
	A- Cristalização Fracionada –Estão associados em geral aos depósitos em rochas plutônicas e dependem da solubilidade e ponto de fusão. Os primeiros a se cristalizar são os mais insolúveis (platina, cromita, magnetita, ilmenita), os últimos os mais solúveis (minerais alcalinos e alcalinos terrosos)
	B- Imiscibilidade de líquidos- pode ocorrer tanto associados às rochas plutônicas máficas ou ultramáficas quanto vulcânicas ultramáficas (komatiitos)
Subdivisões dos depósitos endomagmáticos
Subsistema endógeno sem influência externa
Subsistema com influência externa
	Ambiente Plutônico:
	– formam-se dentro do plutão (ex. Depósitos de cromita, magnetita, EGP);
	Ambiente Vulcânico – Depósitos primários de diamante em kimberlitos
	Ambiente Plutônico -Depósitos de sulfetos de Ni e de Cu na base de plutons básico-ultrabásicos;
	Ambiente vulcânico –Depósitos de Ni e de Cu na base de derrames komatiíticos
Subsistema com influência externa –Ambiente vulcânico
Resumo: as características geológicas que definem o sistema mineralizador endomagmáticos são as seguintes: 
	1) O corpo mineralizado está associado diretamente ao magma hospedeiro. Na maioria das vezes o corpo mineralizado está em um conduto vulcânico ou em um plutão cuja composição geral é básica ou ultrabásica (que foi uma antiga câmara magmática);
	 2) o minério é o próprio magma ou constituído por minerais cristalizados diretamente do magma;
	 3) Os cátions dos minerais do minério provêm, em sua maior parte, do próprio magma; 
	4) o enxofre dos minérios sulfetados provém, quase todo, de fontes externas, chegando até a intrusão por meio de assimilação ou de contaminação fluida.
*
Sistema Hidrotermal
	Associa-se a circulação de soluções aquosas quentes, principalmente água e quantidades menores de CO2, H2S, SO2, CH4, N2, NaCl e outros sais e complexos metálicos dissolvidos. Essas soluções circulam lateralmente e verticalmente, em condições de T e P variada (T-50 a 500oC), abaixo da superfície terrestre, responsáveis pela formação de inúmeros depósitos minerais sob forma de veios, stockworks, depósitos vulcano-exalativos, entre outros.
	Existem vários fluidos nesse sistema. Os mais primitivos ou juvenis são os fluidos hidrotermais-magmáticos que se originam do magma tão ele esfria e se cristaliza. 
	A compreensão do sistema hidrotermal envolve o entendimento de 5 componentes essenciais:
	A- A energia ncessária para fornecer calor (intrusão magmática, gradiente geotermal, desintegração radiotiva, metamorfismo);
	B- A fonte dos metais e S e outros ións complexantes , como Cl; 
	C-A fonte dos fluidos que inclui as soluções aquosas, tais como :
	fluidos magmáticos ou juvenis; 
	fluidos metamórficos, 
	águas meteóricas e/ou conatas
	 água do mar
	D- O Transporte que moveu essas soluções enriquecidas em metais e S ou Cl através da crosta;
	E- Mecanismo de deposição e/ou preservação.
	Os depósitos minerais hidrotermais são formados em locais de descargas dos fluidos em respostas às mudanças físico-químicas da solução. Os principais locais de canalização e deposição dos fluidos são: Falhas, redes de fraturas e zonas de cisalhamento ou na cúpula de intrusões quando o sistema hidrotermal for magmático 
*
 
Requisitos Básicos para formação de depósitos Hidrotermais
	1 - energia - geralmente termal, gravitacional ou deformacional
	2- A fonte dos metais e S e outros ións complexantes , como Cl; 
	3- A fonte da solução aquosa
	4- O tipo de Transporte que moveu esses fluidos através da crosta;
	5- Mecanismo de deposição e/ou preservação.
Condições de precipitação
	Essas soluções hidrotermais precipitam em condições de Temperatura que varia 50 a 6OOoC. 
	Em caso das soluções serem associadas a processos magmáticos, em função da variação de temperatura, tem-se o desenvolvimento das seguintes fases : 
Pegmatitica,
 Neumatolitica,
 Hidrotermal ( kata-, meso-, epitermal) e abaixo de 100°C a teletermal. 
	Cada fase possui sua paragênese de minerais característicos. 
	Entretanto, outros fatores podem mudar as condições de cristalização de tais fases, como : pH, Eh, a fugacidade de oxigênio, a presença de complexos. 
Principais fluidos aquosos
	Àguas meteóricas (de superfície e águas subterrâneas)
	Aguas marinhas
	Aguas conatas
	Águas metamórficas 
	Águas Magmáticas
Principais fluidos aquosos 
 C- A fonte dos metais e S 
	A determinação da fonte dos metais e S é realizada por meio de estudos geoquímicos, de inclusões fluidas e de estudos isotópicos. 
Isótopos estáveis
	Conceito:atomo de um elemento tendo o mesmo número de prótons e diferente número de neutrons ou de massa
	Utilização – são usados para obter informações sobre: 
	1- temperatura da mineralização
	2-fontes dos constituintes da mineralização
	3-processos físico-químicos por ocasião da mineralização (aqueles que produzem fracionamentos isotópicos como óxido-redução)
	Carbono
	12C 		6protons		6neutrons
	13C			6protons		7neutrons
	14C			6protons		8neutrons
	Oxigênio
	16O		8protons		8neutrons
	17O		8protons		9neutrons
	18O		8protons		10neutrons
 Quanto ao Transporte que moveu essas soluções através da crosta;
	Depende do espaço disponível da rocha
	1-Espaços porosos- localizados nos interstícios dos grãos, capaz de absorver os fluidos mineralizantes;
	2-Porosidade- razão entre o volume ou o espaço medido em porcentagem em relação ao volume da rocha;
	3-Permeabilidade- medida de facilicidade pelos os quais os fluidos transitam ou circulam na rocha;
	4-Planos de estratificação;
	5—Camadas de lavas vesiculares;
	Fraturas de resfriamento;
	6-Brechas ígneas, formadas por aglomerados vulcânicos e brechas intrusivas;
	7-Fraturas ou Falhas
	8-Dobramento e arqueamento;
	9-Pipes vulcânicos
	O movimento das soluções hidrotermais é mais importante onde as aberturas são maiores e contínuas, como falhas, ou onde os pequenosespaços são interconectados entre si, como sedimentos de boa porosidade e derrames de lavas vesiculares;
	Em locais de menor porosidade e permeabilidade, a DIFUSÃO IÔNICA é o principal fator de enriquecimento, uma vez que permite o ingresso ou a substituição de íons dentro dos cristais por outro
Principais ambientes favoráveis a circulação de fluidos em escala regional sem conexão com corpos graníticos
	Pipes Vulcânicos
Principal feição do Hidrotermalismo
	ALTERAÇÃO HIDROTERMAL
Alteração Hidrotermal
	Generalidades
	A circulação das soluções hidrotermais , normalmente, ao longo de falhas ou unidades litológicas permeáveis, produz mudanças físico-química das rochas hospedeiras, conhecidas como ALTERAÇÃO HIDROTERMAL.
	O Mapeamento das assembléias de alteração hidrotermal é portanto muito importante para a identificação dos condutos hidrotermais bem como depósitos minerais soterrados.
	 A rocha hospedeira do depósito apresenta variado grau de alteração hidrotermal, cuja intensidade diminui à medida que se afasta da zona de descarga e, portanto, do corpo mineralizado.
Alteração Hidrotermal 
	Conceito: Diz respeito às mudanças mineralógicas, químicas e texturais da rocha hospedeira induzidas pela percolação de soluções aquosas quentes enriquecidas em cloretos (Na, K) e ions como SO4, HS, H2SO4, H2S, responsáveis pela formação de muitos tipos de depósitos minerais sob forma de veios, stockworks, vulcano-exalativos, entre outros. 
	Isso gera modificações metassomaticas quimicas resultados do desequilíbrio quimico entre a rocha encaixante e os fluidos hidrotermais, reponsáveis pela modificação textural e composicional da rocha hospedeira.
	Em Alta T - Realiza-se em condições subsolidus magmática pela ação e infiltração de fluidos supercríticos na massa rochosa ou de fluidos associados ao estágio tardio de cristalização magmática.
	Entre as reações subsolidus tem-se:
	A- troca de bases nos feldspatos (Na por K ou K por Na);
	B-mudanças no estado estrutural do feldspato;
	C-albitização
	D-microclinização 
	Em Menor Temperatura e P , realiza-se sob ação de exsolução de gases e fase aquosas enriquecidas em cloretos (Na, K) e ions como SO4, HS, H2SO4, H2S, 
	Localiza-se ao longo de veios ou em volta de corpos irregulares de origem hidrotermal.
Principais feições das alterações hidrotermais
	São caracterizadas por mudanças na Cor, Textura, composição mineralógica e química ou qualquer combinação destas.
	Podem estar associadas a dois tipos de estruturas:
	1- canalisada – de extensão localizada, geralmente discordante, controlada por falhas e/ou fraturas
	2-pervasiva – de extensão regional, discordante ou concordante, associada a permeabilidade da rocha hocha hospedeira.
By Roberto Xavier
By Roberto Xavier
Nomenclatura das alterações hidrotermais
	Propilica-Alteração complexa marcada pela presença de epidoto, clorita, albita, carbonato (calcita, dolomita ou ankerita), com modificação importante dos cations Na, Ca e K, etc. Em função do domínio dos minerais propílicos tem-se adotados algumas subdivisões, tais como: cloritização, albitização, epidotização e carbonatação.
	Argílica intermediária –Tipo de alteração argilosa contendo caolinita e os minerais do grupo da montmorilonita oriundas de alteração do plagioclásio;
	Argílica avançada –Tipo de alteração argilosa enriquecida em dickita, caulinita (ambas Al2Si2O5 (OH)4, pirofilita (Al2Si4O10 (OH)2 e quartzo. Sericita é usualmente presente.
	Sericítica- Alteração rica em sericita (muscovita) e quartzo. Pirita pode estar presente.
	Potassica- Feldspato K e/ou biotita são os minerais essencias deste tipo de alteração. 
	Silicificação- Marcada pelo aumento na proporção de quartzo ou sílica criptocristalina nas rochas alteradas. A silicificação de rochas carbonáticas induzidas por intrusões graníticas gera escarnitos.
	Greisenização- Transformação pós-magmática que ocorre a temperaturas entre 200 e 450°C e de 0,5 a 2,5 kbar, sob influência de soluções residuais ácidas a ultra-ácidas ricas em sílica e constituintes voláteis, associados a intrusões graníticas rasas, originando os greisens.
	 Os greisens são rochas metassomatizadas constituídas essencialmente de quartzo-micas, frequentemente com topázio, fluorita, turmalina, feldspato e minerais metálicos, formados a partir de granitos ou outras rochas pela ação de soluções hidrotermais-pneumatolíticas com elevado teor de F, Cl, e H2O. 
	Essas mudanças são acompanhadas de ganhos e/ou perdas de elementos, de massas durante alteração hidrotermal.
Propílica
Alteração Argílica
Alteração sericitica e potássica
Alteração potássica substituída por silicificação
Assembléias hidrotermais variando com o pH 
Principais depósitos formados no sistema hidrotermal
	Depósito Hidrotermal-plutônico
	Depósito Hidrotermal-Vulcanico
	- Depósitos Epitermais
	-Depósitos do tipo VMS
Sistema Hidrotermal-Plutônico
	Está associado aos fluidos mais primitivos ou juvenis que se originam do magma tão ele esfria e se cristaliza.
	A fase magmática aquosa, embora possa existir como uma fase líquida, vapor ou um fluido supercrítico homogêneo, ela é dominantemente, tratada como fase vapor.
	O processo de saturação da fase de vapor d`água no magma está relacionado a duas fases de Boiling (ebulição).
	A 1ª Boiling está relacionada à saturação da fase de vapor d`água induzida pela diminuição da pressão (devido ao alojamento do magma em condições rasas ou a falhas na câmara magmática) em Temp. constante. Ocorre em sistema magmático epizonal, devido ao fato que a solubilidade da fase volátil no líquido, aumenta com a pressão.
	A 2ª Boiling associa a saturação da fase vapor d`àgua a cristalização progressiva de minerais anidros dominantes sob condições isobáricas. Está associada ao sistema magmático após um avançado estágio de cristalização. O fluido aquoso é exsolvido na forma supercrítica a temperaturas superiores a 500oC 
	 
*
- Sistema Hidrotermal-Magmático - Modelo de Burnham (1979) - Magma granodiorítico com 3% H2O em solidificação em ambiente subvulcânico (raso). (fator chave é a profundidade que o fluido exsolve do magma hídrico e as condições de P-T durante sua ascensão à superfície)
 
	Modelo de Burnham (1979)
	 Magma granodiorítico com 3% H2O em solidificação em ambiente subvulcânico (raso).
	A- Cristalização inicial dos minerais anídricos e exsolução da fase líquida residual rico em H2O e elementos incompatíveis. 
	B- Estágio inicial de solidificação, acompanhado de fraturamento e escape de voláteis (sistema aberto)
	C- Úlltimo estágio, o corpo intrusivo torna-se supersaturado em fluidos, o que induz o aumento da pressão interna do fluido e o rompimento da carapaça resultando no hidrofraturamento
Principais depósitos no sistema hidrotermal-plutônico
	Formam os depósitos de Cu e Mo pórfiros ;
	Os depósitos de Sn-W associados a greisens;
	Depósitos de òxidos de Fe-Cu-Au (IOCG)
	Pegmatitos;
	Skarnitos*
Depósitos nos Pórfiros
Os depósitos nos pórfiros são depósitos de sulfetos de Cu-Mo intimamente relacionados a stocks porfiríticos que gradam em profundidade para um pluton de grande dimensão com textura fanerítica e composição similar com alguma mineralização em stockwork em sua interface. 
	
A composição das rochas hospedeiras da mineralização → varia de granito a diorito, onde quartzo-monzonito e granodiorito são os mais comuns. Tal depósito é marcado por uma multiplicidade de eventos intrusivos, com variações texturais e composicionais nas intrusivas.
Depósito Pórfiro (Alteração Hidrotermal)
Depósito de Cu-Mo pórfiro (alteração potássica e propilítica) 
Os depósitos de Sn-W associados a greisens;
Alteração fílica, greisenização e argilitização
DEPÓSITOS IOGC
Depósito IOCG tipo Olympic Dam
	Conceito atual (classificação empírica -p/ex. Groves et al.2010)
	Depósitos minerais ricos em Fe-Cu e Au de origem hidrotermal; 
	Dominados por hematita e magnetita (>10%), pobres em Ti, e/ou silicatos ricos emFe (grunerita, actinolita Fe, fayalita);
	Ocorrem na forma de brechas, veios, corpos lenticulares maciços e disseminados, com enriquecimento em sulfetos de Cu (calcopirita-bornita-calcocita e pirrotita) e elementos menores (F, P, Au, Ag, U, LREE). 
	Relação temporal com magmatismo é comum, mas não necessariamente com intrusões proximais, como o caso dos sistemas de Cu-Au pórfiros, skarns, etc)
	(exemplos. Olympic Dam, Ernest Henry and Candelaria).
Alterações hidrotermais em depósitos tipo IOCG 
10.pdf
Lachlan J. Reynolds (Senior Exploration Geologist, WMC Olympic Dam, Roxby Downs, SA, 5725)
Introduction
The giant Olympic Dam iron-
oxide-associated Cu–U–Au–Ag–REE
deposit is 520 km north-northwest of
Adelaide in central SA (Fig. 1). The
discovery history of the deposit in 1975
is well documented in Laylor (1984,
1986), O’Driscoll (1985), Reeve
(1990a,b), Reeve et al. (1990), and
Rutter and Esdale (1985).
The deposit contains ore reserves in
excess of 600 Mt averaging 1.8% Cu, 0.5
kg/t U3O8, 0.5 g/t Au and 3.6 g/t Ag. This
is included within an enormous resource
of >2300 Mt containing ~30 Mt of Cu,
930 000 t of U3O8, 1200 t of Au and
6700 t of Ag. The deposit also contains
~10 Mt of REE (principally La and Ce)
that are presently uneconomic to
recover. Average iron grade of the
resource is ~26% Fe.
Regional geological
setting
The Olympic Dam deposit is on the
eastern margin of the Gawler Craton,
unconformably overlain by ~300 m of
Neoproterozoic to Cambrian age,
flat-lying sedimentary rocks of the Stuart
Shelf (Fig. 1). The oldest basement rocks
in the province are metasedimentary
rocks and deformed granites correlated
with the Palaeoproterozoic Hutchison
Group and Lincoln Complex granitoids,
respectively (Parker, 1990). These rocks
are intruded by Mesoproterozoic Hiltaba
Suite granitoids and locally overlain by
similar aged bimodal volcanic units
correlated with the Gawler Range
Volcanics (Flint, 1993).
The deposit is hosted within a large
body of hydrothermal breccias, named
the Olympic Dam Breccia Complex
(ODBC) by Reeve et al. (1990), which
occur entirely within the Roxby Downs
Granite (Fig. 2). The Roxby Downs
Granite is a pink to red-coloured,
undeformed, unmetamorphosed, coarse
to medium-grained, quartz-poor
syenogranite with A-type affinities
(Creaser, 1989). Petrological and
petrochemical characteristics of the
granite (Creaser, 1989) indicate that it is
4 MESA Journal 23 October 2001
Feature
Geology of the Olympic Dam
Cu–U–Au–Ag–REE deposit
ADELAIDE
Port Pirie
Port Augusta
Marree
Leigh
Creek
Woomera
Roxby Downs
Streaky Bay
Tarcoola
32� 32�
30� 30�
139�
Victor
Harbor
34�
36�
Port
Wakefield
Ceduna
Port
OLYMPIC DAM
Inferred margin of the
Gawler Craton
200
KILOMETRES
0
Andamooka
Whyalla
Wallaroo
Moonta
Basic bodies
Corunna Conglomerate
If
o
u
ld
C
o
m
p
le
x
L
in
c
o
ln
C
o
m
p
le
x
Eba, Tarcoola and
Labyrinth Formations
Hutchison
Group
Mount Woods
Complex
and equiv.
Peake
Metamorphics
Mabel Creek
Ridge
paragneisses
Moondrah
Gneiss
(Ooldea)
MESOPROTEROZOIC
PALAEOPROTEROZOIC
Pandurra Formation
Spilsby Suite
Hiltaba Suite
Lower Gawler Range Volcanics
Upper Gawler Range Volcanics
St Peter Suite
Moonabie Formation and
McGregor Volcanics
Broadview and Doora Schists;
Myola Volcanics, Moonta Porphyry
Paragneisses
Coober Pedy Ridge paragneisses
Miltalie Gneiss
Sedimentary cover
NEOPROTEROZOIC & YOUNGER
UNDIFFERENTIATED PRECAMBRIANARCHAEAN
Sleaford and Mulgathing Complexes
201035-005
135�132�
Lincoln
Kingscote
KANGAROO
ISLAND
Coober
Pedy
Fig. 1 Interpreted subsurface geology of the Gawler Craton (after Daly et al., 1998).
Aerial view east of the Olympic Dam process
plant and mine infrastructure. (Photo 48168)
similar to granitoid rocks of the Hiltaba
Suite, which are widespread in the
Gawler Craton (Flint, 1993).
The sedimentary rock units of the
cover sequence are shown schematically
on Figure 3 and are described by Roberts
and Hudson (1983) and Preiss (1987).
The Olympic Dam deposit lies at the
intersect ion of the major north-
northwest-trending G2 and west-
northwest- t rending G9C gravi ty
lineaments identified by O’Driscoll
(1985). Regional geophysical data sets
indicate that Olympic Dam is one of
numerous coincident magnetic–gravity
anomalies on the Stuart Shelf. Diamond
drilling has revealed that many of these
anomalies are caused by hydrothermal
iron-oxide alteration in the basement,
spatially associated with Hiltaba Suite
granitoids (Gow et al., 1993).
Deposit host rocks
Olympic Dam Breccia
Complex
Detailed descriptions of the ODBC have
been documented by Oreskes and
Einaudi (1990) and Reeve et al. (1990).
The ODBC primarily consists of a
funnel-shaped, barren, haematite–quartz
breccia ‘core’ surrounded by an irregular
array of variably mineralised and
broadly zoned haematite–granite breccia
bodies (Figs 2, 3). These breccia bodies
have a range of lithologies, from
granite-dominated on the periphery of
the system to intensely haematised
equivalents within the complex which
show textural evidence for polycyclic
alteration and brecciation events.
In plan view, the ODBC is irregular in
shape (Fig. 2), with haematite–granite
breccia bodies arranged around the
central haematite–quartz breccia core,
5MESA Journal 23 October 2001
Feature
201035-006
10000
METRES
Roxby Downs Granite
Haematite-matrix-rich
granite breccias
Barren quartz –
haematite breccias
Granite and granite breccias
Heterolithic granite and
haematite breccias Volcaniclastics
Granite-rich breccias Haematite-rich breccias
201035-007
1000 metres
NEOPROTEROZOIC
Tent Hill Formation
Arcoona Quartzite Member
Corraberra Sandstone Member
Tregolana Shale Member (localised basal dolomite)
CAMBRIAN
Andamooka Limestone
Local pebble conglomerate
W
IL
P
E
N
A
G
R
O
U
P
MESOPROTEROZOIC
Dolerite
Haematite-matrix-rich
granite breccias
Heterolithic granite and
haematite breccias Volcaniclastics
Granite-rich breccias Haematite-rich breccias Mafic and felsic dykes
Granite and granite
breccias Haematite–quartz breccias
Bornite–chalcopyrite
(bn–cp) interface
Roxby Downs Granite Silicified zones
O
D
B
C
s
v
bn
cp
v
vv
v
v
v v
v
v
vv
v
v v
v
v
v
v
v
vv
v
v
v
v
vv
v
v
sss
s
s
s
bn
bnbn
cp
cp
cp
cp
West East
V
H
= 1
C
O
V
E
R
S
E
Q
U
E
N
C
E
B
A
S
E
M
E
N
T
s
s
s
ss
v
v
bn
Fig. 3 Schematic east–west cross-section through the ODBC (after Reeve et al., 1990).
Weakly altered Roxby Downs Granite. (Photo
48169)
Fig. 2 Simplified geological plan of the
ODBC showing the general distribution of
major breccia types. Note the broad zonation
from the host granite at the margins of the
complex to progressively more haematite-
rich lithologies at the centre.
and a relatively long and narrow
extension to the northwest. A halo of
weakly altered and brecciated granite
extends out 5–7 km from the core in all
directions to an indistinct and grad-
ational margin with the host granite. The
strike length of the more haematite-
altered breccias within the complex is >5
km in a northwest– southeast direction,
and it is up to 3 km across. The ODBC
locally extends to depths of >1.4 km,
beyond the limits of current drilling.
Haematite–granite breccias
Haematitic breccia bodies in the ODBC
are irregularly shaped and sized, though
typically elongate and steeply dipping to
subvertical. Breccia zones can taper or
thicken with depth and may pinch and
swell over short distances. The indi-
vidual bodies are variably mineralised
and, while locally interconnected, are
highly variable in composition, depend-
ing on the degree of brecciation and
alteration they have undergone. Breccias
are interpreted by Reeve et al. (1990) to
have formed through a combination of
five main processes: hydraulic fractur-ing, tectonic faulting, chemical corro-
sion, phreatomagmatism and gravity
collapse.
Grani te-r ich breccias are
characterised by fracturing and veining
and/or clast-supported breccias, with
crackle and jig-saw textures locally
preserved. Haematite-rich breccias are
more commonly matrix supported,
poorly sorted and contain angular clasts
generally <0.2 m in size, although
isolated clasts metres or tens of metres
across are locally recognised. The
breccia matrix is generally haematite
with a component of fine-grained,
intensely altered fragments derived from
the granite host rock.
Repetitive lithification and rebrec-
ciation has resulted in the mixing of
granite clasts with clasts of haematite to
produce heterolithic breccias and, in
more extreme examples, haematite
breccias where both the clasts and matrix
are dominated by haematite. Hetero-
lithic breccias are the most common
haematite-rich breccia type and can
contain a wide variety and proportion of
different haematite clasts and altered
granite clasts (Reeve et al., 1990). Other
lithologies occurring as minor clast types
include porphyritic volcanics correlated
with the Gawler Range Volcanics;
highly altered ultramafic to felsic
intrusives; vein fragments of copper
sulphides, fluorite, barite or siderite;
highly altered fragments of unknown
primary lithology; and laminated fine-
grained to arkosic sediments.
Haematite–quartz breccias occurring
in the core of the deposit are considered
an endmember product of repeated
brecciation and haematite alteration of
the host granite. These rocks typically
only contain clasts of haematite and
quartz within a matrix composed of
haematite, barite and quartz grains
(Reeve et al., 1990). They are differen-
tiated from other completely haematised
breccias within the ODBC by a distinct
lack of sulphide mineralisation.
6 MESA Journal 23 October 2001
Feature
Weakly brecciated Roxby Downs Granite. The breccia matrix
primarily consists of sericite and haematite, and occupies steep
dilated joints and crosscutting fractures. (Photo 48170)
Typical granite-rich breccia with haematite-rich matrix. Note the
partial disaggregation of the larger granite clasts. (Photo 48171)
Heterolithic haematite breccia containing a variety of haematite-
rich, granitic and transitional clast types. (Photo 48172)
Haematite-quartz breccia containing haematite as clasts and matrix.
Minor white disseminations are barite. (Photo 48173)
Clasts of rock types interpreted to
have formed in a near-surface sub-
aqueous or subaerial depositional
environments (Reeve et al., 1990) are
minor but widespread components of
heterolithic breccias. Most abundant are
clasts and blocks of fine-grained and
finely laminated haematite–quartz±
sericite siltstone and sandstone showing
graded bedding and soft-sediment
deformation features, interpreted by
Reeve et al. (1990) to be fragments of
epiclastic rocks derived from the major
hydrothermal breccia types.
Surficial volcaniclastic rocks such as
lapilli tuffs and laminated ash-fall tuffs
showing semi-pervasive or highly
selective haematite replacement are
preserved in the upper parts of phreato-
magmatic diatreme structures in the
central part of the ODBC (Reeve et al.,
1990).
Some porphyritic felsic volcanic
clasts within the ODBC may be derived
from coherent extrusive lava flows
correlated with the Gawler Range
Volcanics. These rocks were either
overlying the Roxby Downs Granite and
subsequently incorporated into the
breccia complex as the hydrothermal
system developed or, alternatively, may
have been epiclastic in origin (Reeve et
al., 1990).
Veins
Narrow (generally <10 mm thick) mono-
or polymineralic veins, veinlets and vein
fragments occur throughout the ODBC
and in the surrounding granite. Vein
assemblages typically consist of
minerals which are also the dominant
alteration and mineralisation phases
within the breccia complex (Reeve et al.,
1990) and consist of haematite, sericite,
chlorite, siderite, barite, fluorite, quartz,
sulphides or pitchblende in a variety of
combinations.
Dykes
The ODBC is intruded by a variety of
ultramafic, mafic and felsic dykes and
their intrusive pyroclastic equivalents. In
the upper part of the ODBC, dykes
typically occur as narrow (<1 m),
coherent bodies with irregular, tenta-
cular or wispy morphologies (Reeve et
al., 1990). The general distribution of
dykes within the ODBC and their
importance to brecciation and minerali-
sation is poorly understood.
The more mafic dykes have
undergone intense texturally destructive
sericite and haematite alteration, and
their intrusive origins are generally
interpreted from morphology, geometry
and lithogeochemistry. Felsic dykes
commonly have preserved porphyritic
textures and are petrologically similar to
the Gawler Range Volcanics. Alteration
and local mineralisation of dykes,
quench-fragmentat ion textures ,
reworked equivalents within breccia
zones, juveni le fragments , and
preservation of dykes within the root
zones of diatreme structures indicate that
intrusive act ivi ty was probably
contemporaneous with hydrothermal
activity.
Alteration
The characteristic hydrothermal altera-
tion mineralogy at Olympic Dam is
sericite–haematite, with less abundant
chlorite, silica, carbonate (siderite) and
magnetite. In detail,
alteration assem-
blages are highly
variable and show
complex mineral
distribution patterns.
Despi te this ,
systematic patterns
of al terat ion are
recognised across
the overall deposit
and at the scale of
individual breccia
zones (Fig. 4). In
general, the degree
of alteration intensity
is directly associated
with the amount of
brecciation.
Iron oxide association
Magnetite cores within haematite grains
suggest that the earliest phase of iron
oxide alteration within the breccia
complex was magnetite. Magnetite has
subsequently been overprinted by
widespread haematite alteration and is
now only preserved at depth and within
apparently less evolved breccia systems
on peripheries of the ODBC. Magnetite
contents in excess of 20% have been
recorded within some strongly iron oxide
altered breccia zones.
Haematite alteration is generally more
abundant and intense towards the centre of
the deposit, locally forming >95% of the
rock. Haematite mainly replaces
pre-existing minerals, including primary
granitic components, dykes and secondary
hydrothermal or vein minerals (Reeve et
al., 1990). Haematite has also precipitated
from solution in veins and vugs.
Iron oxides, predominantly haematite,
are intimately associated with copper
mineralisation at all scales. A number of
studies suggest that Cu, U and REE were
introduced contemporaneously with Fe
(Oreskes and Einaudi, 1990; Johnson,
1993; Johnson and McCulloch, 1995;
Roberts and Hudson, 1983; Reeve et al.,
1990). Textural relations in mineralised
breccias have been interpreted by Reeve
et al. (1990) to suggest that sulphides
either post-date or are coeval with
closely associated or intergrown
haematite.
7MESA Journal 23 October 2001
Feature
Highly contorted ash fall tuffs consisting of intensely sericitised
layers (pale) and partially haematised layers (dark). Width of view
is ~4 m across. (Photo 48174)
Intensely sericitised mafic dyke (yellowish
brown) within a haematite-rich breccia. View
is ~2 m high. (Photo 48175)
Silicate alteration
Sericite is the dominant product of
hydrothermal alteration of feldspar
within the Roxby Downs Granite and is
widespread within all breccias, except
the haematite–quartz core. Locally very
intense, texturally destructive sericitic
alteration in particular results in zones or
clasts of ‘alteration lithologies’ (Reeve et
al., 1990).
Pseudomorphic chlorite alteration of
feldspar within the Roxby Downs
Granite is patchy but widespread within
the breccia complex, and generally of
low to moderate intensity. Carbonate
alteration is dominated by siderite and is
generally weak within mineralised
breccias. Chlorite and sideritealteration
is more abundant at depth and on the
periphery of the breccia zones, and is
commonly associated with more
magnetite-dominated alteration and
chalcopyrite mineralisation.
Minor quartz alteration is present
throughout the breccia complex.
However, more intense silicification
occurs in discrete, irregular zones,
mainly around the margins of the central
core of haematite–quartz breccias. These
silicified zones are prospective for
higher grade gold mineralisation.
Mineralisation
Ore minerals
The principal copper-bearing minerals in
the deposit are chalcopyrite, bornite,
chalcocite (djurleite–digenite) which, on
the basis of Nd isotopic data and textural
and geochemical features, appear to have
precipitated cogenetically (Johnson and
McCulloch, 1995). A minor amount of
native copper and other copper-bearing
minerals are locally present. The main
uranium mineral is uranini te
(pitchblende), with lesser coffinite and
brannerite. Minor gold and silver are
intimately associated with the copper
sulphides. The main REE-bearing
mineral is bastnaesite (Oreskes and
Einaudi, 1990).
Copper ore minerals occur as
disseminated grains, veinlets and
fragments within the breccia zones
(Reeve et al., 1990). Massive ore is rare.
Mineralisation primarily occurs within
the matrix of the breccias, though
repeated lithification and rebrecciation
has also resulted in mineralised clasts.
Gold typically occurs as extremely fine
particles within and associated with the
copper sulphide grains. Silver largely
occurs in solid solution with the sulphide
minerals. Pitchblende generally occurs
as fine-grained disseminations within
haematitic breccias, intergrown with
sulphides and haematite (Oreskes and
Einaudi, 1990).
Fluorite or barite mineralisation
characteristically occurs together with
sulphide mineralisation. Fluorite is
locally abundant within mineralised
breccias, occurring at levels of up to
1–2% as disseminations, clasts and
veinlets (Reeve et al., 1990). Barite is
present at low levels within most of the
haematite–granite breccias, occurring as
disseminations and crackle veins. Higher
concentrations (typically 2–5% Ba)
occur in the central haematite–quartz
breccia core of the deposit.
8 MESA Journal 23 October 2001
Feature
haem + sil + bar + REE
201035-008
haem + ser + flu + bn + cc
haem + ser + flu + bn + cp
haem + ser + flu + sid + chl
+ cp + (py)
mt + (haem) + chl + sid + flu
+py + (cp)
mt
haem
ser
chl
sid
flu
bar
sil
py
cp
bn
cc
ura
bra
cof
REE
haem + sil + ser + Au0
Cu0
Au0
ODBC
LITHOLOGY
ALTERATION MINERALISATION TYPICAL ASSEMBLAGES
Haematite – quartz
breccia core
Core margins
Haematite – granite
breccias
Peripheral and deep
breccias
Fig. 4 Generalised alteration and mineralisation patterns within the ODBC with some typical
mineral assemblages. More common components of the ODBC shown in solid lines; neither
absolute nor relative abundances are implied. mt=magnetite, haem=haematite, ser=sericite,
chl=chlorite, sid=siderite, flu=fluorite, bar=barite, sil=silicification, py=pyrite,
cp=chalcopyrite, bn=bornite, cc=chalcocite, Cuo=native copper, Auo=free gold,
ura=uraninite, bra=brannerite, cof=coffinite, REE=lanthanum and cerium.
High-grade bornite–chalcocite mineralisation hosted by haematite–
granite breccia. (Photo 48176)
High-grade disseminated chalcopyrite mineralisation hosted within
both clasts and matrix of a haematite-rich breccia. (Photo 48177)
Ore zones
Ore zones in the ODBC account for only
a small fraction of total volume of
breccia but weak Cu, U, Au, Ag and REE
mineralisation is widespread within the
ODBC at background levels of up to
0.5% Cu, 0.2 kg/t U3O8, 0.5 g/t Au and
1 g/t Ag (Reeve et al., 1990). There is a
general correlation between higher grade
Cu–U mineral isat ion and more
haematite-altered rocks. However, the
central haematite–quartz breccia zone is
essentially barren of Cu–U mineral-
isation.
Copper grade within the ore zones
averages 1–6%, and is generally higher
within bornite–chalcocite ore due mainly
to the increased copper tenor of the
sulphides (Reeve et al . , 1990) .
Bornite–chalcocite mineralisation
comprises ~35% of the ore, while the
remainder is dominated by chalcopyrite.
Average gold grades of 0.6 g/t and
uranium grades of 0.6 kg/t are found
throughout the ore zones, though higher
grades show a weak correlation with
bornite–chalcocite mineralisation, and
both show local enrichment associated
with favourable host lithologies. Silver
grades average ~3 g/t but are also
generally higher for bornite–chalcocite
mineral isat ion. Variable REE
mineralisation averaging 3000–5000
ppm combined La and Ce occurs
throughout the breccia zones, including
the central haematite–quartz core, where
concentrations are generally higher.
The geometries of the ore zones are
highly complex as a result of the
sulphide zonation pattern (see below)
and the distribution of more favourable
haematite-rich lithologies within the
breccia complex (Fig. 5).
Mineralisation zonation
patterns
Sulphide mineralisation within the
deposit shows a broad, lateral and
vertical zonation pattern (Reeve et al.,
1990; Oreskes and Einaudi, 1990) from
pyrite–chalcopyrite at depth and on the
periphery of the deposit, grading into
bornite, then chalcocite (Fig. 4). Higher
grade gold zones occur in narrow,
complex zones within and around the
silicified margins of the haematite–
quartz core.
The interface between chalcopyrite
and bornite is generally sharp and readily
mappable (Reeve et al., 1990). On a
broad scale, this boundary is flat lying,
becoming steeply dipping around the
margins of the central haematite–quartz
core. In detail, the bornite–chalcopyrite
interface and other observed
mineralogical boundaries are highly
irregular and locally convoluted.
Reeve et al. (1990) argued that the
overall sulphide pattern is hypogene in
origin, suggest ing mult i -s tage
introduction of hydrothermal fluids and a
variety of ore precipitation mechanisms
to explain the principal sulphide
paragenet ic ser ies and complex
relationships observed in mineralisation
and alteration assemblages (Eldridge and
Danti, 1994).
Structure
Structural studies of the Olympic Dam
deposit are summarised by Sugden and
Cross (1991). They observed that the
individual breccia bodies within the
ODBC generally have a northwest to
north-northwest trend, and are aligned
along an overall west-northwest axis.
Breccia zones also trend in east–west and
northeast–southwest directions in
particular parts of the complex. The
pattern of breccia bodies within the
ODBC suggests an en echelon fault
network, possibly within a dextral
dilational jog zone.
At the mine scale, the ODBC is
transected by an array of irregular and
discontinuous brittle faults, with
multiple and episodic movement
histories. Most of these structures appear
to postdate the major breccia formation
events and many have exploited
pre-existing anisotropies such as the
lithological or intrusive contacts
(Sugden and Cross, 1991).
Dominant s t ructural t rends
documented by Sugden and Cross (1991)
within the ODBC are subdivided into:
• syn-hydrothermal structures
• early strike-slip faults
• reverse faults
• late-stage vein arrays.
Syn-hydrothermal structures inferred
to have been active during development
of the ODBC are only preserved as
isolated, discontinuous fragments. Early
strike-slip faults which overprint the
syn-hydrothermal structures are
typically subvertical, discontinuous and
occur throughout the mine as a conjugate
set trending in west-northwest and
north-northwest. A prominent east-
northeast-trending structure in the
southeastern part of the deposit is also
correlated with this phase of faulting.
Geochronology
The age of the Roxby Downs Granite
and maximum age of the brecciation and
mineralisation at Olympic Dam is
constrained by a U–Pb zircon date of
1588±4 Ma (Creaser, 1989; Creaser and
Cooper, 1993). SHRIMP U–Pb zircon
data obtained from threefelsic dykes
within the ODBC by Johnson and Cross
(1995) indicated an age of ~1590 Ma. On
the basis of textural relationships
between sulphides and Fe-rich breccias,
9MESA Journal 23 October 2001
Feature
Disseminated mineralisation in drill core showing the chalcopyrite–bornite sulphide transition,
almost in the centre of the image and marked by a faint brown line. (Photo 48178)
and the crosscutting relationship of the
igneous units to the mineralised breccias,
Johnson and Cross (1995) argued that
brecciation, mineralisation and intrusive
act ivi ty at Olympic Dam were
contemporaneous at ~1590 Ma.
Deposit model
Formation environment and
geological evolution
The ODBC predominantly formed in a
high-level volcanic environment
(Oreskes and Einaudi, 1990, 1992;
Reeve et al., 1990). Surficial lithologies
within the complex suggest that the
hydrothermal system breached the
palaeosurface, and it has been proposed
by Reeve et al. (1990) that the deposit
may have formed a phreatomagmatic
volcanic edifice similar to a maar
complex.
Hydrothermal brecciation initiated at
structurally controlled sites within the
Roxby Downs Grani te evolved
contemporaneously with alteration,
veining, dyke intrusion, phreato-
magmatic activity and mineralisation in
a highly energetic, dynamic and complex
system. Mult iple overprint ing
brecciation events and the incorporation
of subvolcanic, volcaniclastic and
epiclastic lithologies into the breccias
contributed to the highly variable nature
of the deposit host rocks. Brittle
structures developed as the hydrothermal
system waned and breccias became more
lithified (Reeve et al., 1990).
The Roxby Downs Granite and an
estimated 500 m of the upper parts of the
ODBC were eroded during the Meso- to
Neoproterozoic, possibly during
Marinoan glaciation (Reeve et al., 1990).
The overlying sedimentary rock
sequence was subsequently deposited.
With the exception of large, late-stage
barite–fluorite veins which overprint
mineralisation and intrusion of mafic
dykes possibly correlated with the
Gairdner Dyke Swarm, there has
otherwise been only minor geological
modification of the deposit since burial;
there is no signif icant sulphide
recrystallisation (Reeve et al., 1990).
Genetic models
As underground development of the
deposit has advanced, it was recognised
that mineralisation was contained within
a granite-hosted breccia complex, and a
near-surface hydrothermal origin was
proposed to account for the observed
geological features and mineralisation
distribution (Oreskes and Einaudi, 1990;
Reeve et al., 1990). However, the source
or sources of the hydrothermal fluids and
metals which formed the deposit remains
a contentious issue.
Haynes et al. (1995) proposed that
metal deposition was controlled by
coupled redox reactions resulting from
the mixing of an ascending, hot, reduced
Fe-rich water, with cooler, oxidised and
saline meteoric and/or lacustrine water in
the upper part of the breccia complex.
These workers argued on the basis of
mineral composition, ore texture and
thermodynamic modelling that the
oxidised groundwaters primarily
contributed ore components to the
system and invoke polycyclic mixing
events to explain the observed
mineralisation and alteration zonation
patterns. On the basis of this work,
Barton and Johnson (1996) have
included Olympic Dam in their
evapori t ic-source model for Fe-
oxide–(REE–Cu–Au–U) mineralisation.
Oreskes and Einaudi (1992) proposed
a two-stage genesis of the iron oxide
assemblage at Olympic Dam, involving
at least two temporal ly dis t inct
hydrothermal fluid types. In their model,
magnetite formation is associated with
an earlier high-temperature fluid,
possibly of magmatic origin. A
significantly later, lower temperature
fluid which destructively overprints the
primary magnetite with haematite
al terat ion and associated ore
mineralisation possibly has some
component of surficial origin. A similar
model has been proposed for other iron
oxide associated deposits on the Stuart
Shelf such as Emmie Bluff (Gow et al.,
1994).
A magmatic origin for mineralising
fluids is also a possibility proposed by
Johnson and McCulloch (1995) who
analysed the Sm–Nd isotopic signature
of the ore. Results indicate at least two
mineralising fluid compositions: one in
isotopic equilibrium with the Roxby
Downs Grani te and a magnet i te
alteration assemblage; the other strongly
influenced by a mafic–ultramafic,
mantle-derived magma associated with
haemati te al terat ion and ore
mineralisation. Mafic and felsic dykes
within the ODBC may indicate a direct
magmatic associat ion for these
hydrothermal fluid sources (Johnson and
McCulloch, 1995; Hitzman et al., 1992).
Current consensus among geologists
at Olympic Dam is that the deposit is the
product of an evolving hydrothermal
system in which the hydrothermal fluids
and associated metals were both
primarily derived from a magmatic
source. WMC sulphur isotope data
10 MESA Journal 23 October 2001
Feature
201035-009
Limit of granite-rich and
haematite-rich breccias
1999 Resource outline
Ore zones
METRES
0 1000
Fig. 5 Olympic Dam resource outline at the 41 Level±100 m, showing distribution of ore zones.
Sistema Hidrotermal Vulcânico-
Vulcanismo Continental
 Depósitos Epitermais: Au - Ag±Cu 
Depósitos Epitermais- Em função do fluido dominante são classificados em Baixa e Alta sulfetação
Distribuição das zonas de alterações hidrotermais nos ambientes de alta e de baixa sulfetação
		Texturas do minerio
	Foto 34.  Sulphide mineralization flooding vughy silica, Mt Kasi.
	Photo 35.  Diatreme breccia with vughy silica altered juvenile intrusion fragment and pervasive silicification of milled breccia, Yanacocha.   
	Foto 36.  Mineralized breccia comprising matrix enargite-alunite, Nena 
Sistema Hidrotermal Vulcânico-Vulcanismo Subaquoso
 Depósito VMS –Sulfetos maciços vulcanogênicos
Au-rich VMS: Alteration 
Zonação do Pipe de Alteração
	
O Pipe de Alteração Hidrotermal representa o conduto para a ascensão dos fluidos mineralizantes. Entretanto, ainda não há um consenso quanto às feições caracterísitcas desses Pipes. Todavia, em vários depósitos tem-se observados vários tipos de alteração.
MECANISMOS DE PRECIPITAÇÃO DOS METAIS EM SOLUÇÃO SOLUÇÃO
	Deposição dos minerais minérios resulta de mudanças de parâmetro físico-químicos, como:
	 Temperatura,
	Pressão, 
	 pH, 
	Potencial Redox
	Mistura de fluidos
	Concentração total de elementos complexantes. 
	Contaminação e/ou reação com rocha encaixante ou rocha hospedeira.
1- Fatores físico-químicos que afetam a precipitação dos metais
	1-Em níveis crustais rasos a deposição ocorre preenchendo espaços abertos;
	2- Em níveis de maior profundidade (menor porosidade) o processo é marcado por substituição dos minerais pré-existentes;
	A deposição dos metais é causada pela desestabilização de seus complexos aquosos (complexos clorados ricos em Na, K, Ca contendo metais, com temperaturas variando de 550 a 300oC )
	A desestabilização é induzida por:
	Resfriamento da solução
	Reações com rochas em/ou em torno da cúpula
	Mistura com água de circulação marginal
	Se a solução complexante ou mineralizante com Au e Cu for dominada por complexo de cloro (Cl2-), a precipitação ocorre em condições de baixo pH, alta salinidade (>10 wt%NaCl) e alta T (e.g. Depósitos Pórfiros;
	Se a solução complexante ou mineralizante for sulfetos (Au(HS)2- a precipitação é controlada por baixa salinidade (<10 wt%NaCl), baixa T e pH intermediário (e.g. Depósitos Epitermais e VMS).
Mecanismo de Concentração na fase fluida (cont.)
Sistema Metamórfico (T e P)
	Metamorfismo dinamotermal ou Regional (envolve ação conjunta de calor, pressão e deformação – calor e pressão causam as reações mineralógicas, enquanto a deformação produz dobras, falhas, fraturas, zonas de cisalhamentos, etc)
	Principais depósitos
	 Grafita,
	Ouro, 
	talco, 
	Manganês, 
	Itabiritos (BIFs) 
	Metamorfismode Contato -Skarns
	Metamorfismo Dinâmico (envolve depósitos de todos os ambientes que foram afetados por zonas de cisalhamento após sua formação, inclusive em zonas de cisalhamentos pretéritas, associados à reativações)
Metamorfismo de Contato - (SKARNS)
	Os Skarns ( Escarnitos ) são uma variedade de rochas calcissilicáticas, de granulação média a grossa, compostas por silicatos ricos em Ca e Mg, como granada e piroxênio, formadas pela interação metassomática entre mármores e materiais silicáticos. 
	Podem ser formadas por metamorfismo de contato e regional
	Principais metais associados: Fe, W, Cu, Pb, Zn, Mo, Ag, Au, U, F, B, Sn e ETR.
	Os critérios utilizados na classificação dos skarns são diversos, é habitual considerar:
	a mineralogia, composição química, conteúdo em metais, profundidade, temperatura, fugacidade do oxigênio, tipo de protólito, estrutura interna, tipo de relação com a encaixante, distância dos corpos ígneos, processos genéticos. 
Evolução de um Skarn deposit
Existem 2 (3) estágios principais de formação (Einaudi et al. 1981): um progradante e outro retrogradante. 
 No estágio progradante, tem-se dois processos: 
A- metamorfismo térmico isoquímico, marcado pela formação de hornfels cálcico de granulação fina, com uma paragênese anidra
B-um processo metassomático envolvendo fenômenos de difusão e processos de infiltração, gerando assembléias ricas em Si, Al, Fe, etc..(granada-piroxenio) Tem-se a formação de magnetita e schelita associada aos estágios finais do metassomatismo progressivo.
 O estagio retrogradante é marcado por mistura com fluidos meteóricos durante o resfriamento do pluton, que gera inclusive a mineralização sulfetada, que pós-data em sua maioria os granada-piroxenio iniciais.
Assim, tem-se: Hornfels, Skarn de reação, skarnoides e skarns de substituição ou infiltração de granulação grossa
Formação dos Skarns
03 Estágios
1-Metamorfismo Termal Isoquímico (400-650oC)
2-Metassomatismo-Estágio Progradante (500-600oC)
3- Alteração Hidrotermal-Estágio Retrógrado (<300oC)
.
Quanto ao tipo de rocha substituída, os Skarns são classificados em:
 Exoskarn quando envolve à substituição dos litótipos carbonatados 
e Endoskarn relacionado à substituição da rocha granitóide intrusiva (Zharikov,1970). 
Se as rochas carbonatadas estiverem em contato com o plúton e forem, em parte, englobadas pelo plúton, os escarnitos irão se formar dentro do plúton e são também denominados de endoescarnitos
FIG. 18. Examples of endoskarn veins and massive endoskarns at the Empire mine, Idaho (A-E) and the Antamina mine,
Peru (F-H). A. Garnet + pyroxene endoskarn veins in granite porphyry; feldspar phenocrysts still can be clearly seen. B.
D-, scapolite (Me18–25) veins and garnet-dominant veins in granite porphyry; scapolite veins are earlier than the garnet-dominant veins. 
	sharp contact between garnet + pyroxene vein and granite porphyry with embayed quartz phenocrysts. 
	D. Closeup of an embayed quartz phenocryst. Embayments are filled with the same groundmass as porphyry.
	massive endoskarn with granite porphyry residue. 
	4m, quartz–K-feldspar ± fluorite
veins cutting the Antamina quartz monzodiorite porphyry. 
G. 6m, garnet + pyroxene endoskarn vein in Antamina quartz monzodiorite porphyry. 
H. massive endoskarn with relic igneous texture of the Antamina
quartz monzodiorite porphyry. Modified from Chang and Meinert (2004
Endoescarnito – Monzonito 
Exoescarnito –Estagio progradante
 Calcissilicática metassomatizada ou escarnóides com porções de exoescarnito com predomínio de piroxênio sobre granada (estágio progradante)
 Calcissilicática metassomatizada ou escarnóides com porções de exoescarnito com predomínio de porfiroblastos de piroxênio sobre granada
Exoescarnito (estágio progradante)
Exoescarnitos –estágio retrogradante 
Agregados subédricos de clinopiroxênio parcialmente alterados para hornblenda verde. O conjunto envolvido por opacos (sulfetos). Luz natural e polarizada
	 
	Exoskarns – Desenvolvem-se a distâncias consideráveis do contato, a depender da facilidade que os fluidos hidrotermais tenham para migrar através de falhas e descontinuidades. 
	Em geral são estratiformes, e têm as suas maiores dimensões semi-paralelas aos contatos da camada de rocha carbonatada.
	Endoskarns – Têm formas imprevisíveis, que dependem da dimensão, forma e absorção do fragmento de rocha carbonatada englobado pelo granitóide intrusivo. 
Outros Termos
Escarnóides- rochas calcissilicáticas de granulação fina, pobre em Fe, e que reflete em parte, a composição do protólito. 
Resultam do metamorfismo de margas em ambientes quimicamente abertos, que proporcionam a atividade de fluidos externos em pequena proporção.
	Têm formas adaptadas ao percurso seguido pelos fluidos metassomáticos e pelos contatos entre as rochas carbonatadas e silicatadas
Geneticamente, escarnóide é um termo intermediário entre hornfels metamórfico e um Skarn de granulação grossa puramente metassomatico. 
	Praticamente todos os grandes depósitos de skarns são zonados e a distribuição geral das zonas, no sentido do plúton para as encaixantes, é: 
	(a) endoescarnitos a piroxênio + plagioclásio; 
	(b) exoescarnito com predomínio de granada sobre piroxênio; 
	(c) exoescarnito com predomínio de piroxênio sobre granada; 
	(d) exoescarnito a wollastonita e/ou epidoto.
Zonação dos Skarns
Figura: Modelo de evolução esquemático para um skarn cálcico (Ray & Webster, 1991)
A: -A intrusão do magma dentro da seqüência enriquecida em carbonatos e formação de hornfels de contato 
B: -Infiltrações de fluidos hidrotermais produzem endoskarn e exoskarn enriquecido em piroxênios; 
C: -Continuação da infiltração de fluidos hidrotermais com progressiva expansão da zona de exoskarn e desenvolvimento de exoskarn proximal enriquecido em granada. 
-O skarn é parcialmente controlado pelas litologias, planos entre camadas e fraturas. 
-Mineralização pode tomar lugar neste estagio tardio; 
D: -Sistemas hidrotermais menos quentes e tardios 
-marcado metassomatismo retrógrado. 
 -Neste estágio a mineralização é introduzida cristalizada e redepositada na forma de corpos ou lentes de minério “orebodies”. 
-Os controles estruturais , litológicos e a influencia de águas meteóricas determinam o delineamento do skarn.
Zonação em Skarn de Santa Quitéria
Monzogranito 
Grt
Cpx
Epidoto
Depósitos minerais escarníticos
	Escarnito Fe-Cálcico;
	Escarnito Fe-Magnesiano;
	Escarnito W-Cálcico;
	Escarnito Cu-Cálcico;
	Escarnito Zn-Pb Cálcico;
	Escarnito Mo-Cálcico;
	Escarnito Sn-Cálcico;
	Escarnito Sn-Magnesiano;
	Escarnito Au-Cálcico.
Tipos de depósitos de Skarns - variam em função da composição dos plutons 
Depósito de Skarn
Síntese das características gerais de depósitos de Skarns
Mina Brejuí
Skarn de Brejuí
	Scheelita, granada e diopsídio
Mina Bonfim, RN
TIPOLOGIA DA OCORRÊNCIA DE Fe- (Cu) dos Skarns de Santa Quitéria
Dois tipos
1- Minério magnetítico maciço
2.Sulfetos disseminados com duas associações distintas: 
	a) associação pirrotita-calcopirita-pirita-marcassita em exoescarnitos com CPX e S/Granada
	b) outra composta por sulfetos e óxidos de ferro, 	 associação magnetita, pirrotita, calcopirita e pirita em exoescarnitos com Grt >Cpx.
 
Minério magnetítico maciço
Minério magnetítico maciço 
Associação sulfetos e óxidos de ferro em exoescarnitos com granada>cpx
Associação pirrotita-calcopirita-pirita-marcassita em exoescarnitos com CPX e s/Grt
Síntese da assembléia mineral
	Estágio de Progradação 
	Granada, diopsidio/hedembergita, 
	Estágio de Retrogradação
	Hornblenda/actinolita, magnetita, biotita, epidoto, pirrotita, calcopirita, pirita/marcassita, calcita e quartzo.
DEPÓSITOS DE OURO
Os depósitos de Ouro tem sido classificados em 16tipos, a maioria em Lodes ou Veios hospedados em diferentes tipos litológicos
	1.Depósitos em Placeres
	2. Depósitos VMs 
	3. Salmouras geotermais
	4.Adulária- Sericita Epitermal 
	5. ALUNITA-Calinita Epitermal 
	6) Ouro pórfiro 
	7) Pipe de brecha 
	8) Skarns 
	9) Depósito de Ouro epigenético em carbonato (tipo Manto) 
	10) Depósitos DE OURO Micro, HOSPEDADOS EM SEDIMENTOS –Tipo Carlin
	11) Depósito de Au disseminado e em Stockwork em sequência Não-Carbonática 
	12) Depósito em veio rico em sulfetos com Cu-Au
	13) Depósitos associados a veios de quartzo associados a corpos batolíticos
	14) Depósitos de Veios de Quartzo- Carbonato em Greenstone ( os mais importantes, ficando atrás apenas dos depósitos de placeres) 
	15) Depósitos de veios de quartzo carbonato hospedado em turbiditos
	16)Depósitos disseminados ou em veios em formações ferríferas. 
Depósitos de ouro orogênicos em zonas de cisalhamento –Tipo Lodes ou mesotermais (Depósitos Metamórficos)
	São depósitos do tipo veio ou filões de quartzo associados a sulfetos desenvolvidos ao longo de zonas de cisalhamentos que recortam uma variedade de associações litológicas, preferencialmente terrenos metamórficos , tipo granito-greenstone belts arqueanos , rochas vulcânicas máficas, metassedimentares, Bifs e as rochas plutônicas félsicas; 
	O Au está preferencialmente confinado a sistemas de veios de quartzo-carbonatos e/ou veios de quartzo- sulfetos em rochas encaixantes ricas em ferro
	Condições de formação: T varia de 200 a 500oC e P de 1 a 4Kb
	Principal controle - Estrutural, - associa-se com zonas de alta deformação marcadas por deformações frágeis, dúcteis-frágeis ou mesmo dúcteis, dependendo dos níveis crustais em que os fluidos circulam. 
	Em megaescala mostra mostra preferência por zonas de subducção e colisão, marcadas por espessamento crustal, deformação, metamorfismo e magmatismo sinorogênico capazes de exibir papel importante na origem e circulação dos fluidos; 
	 Em mesoescala associam-se às zonas de cisalhamento formadas em regimes estruturais que vão do dúctil ao rúptil, principalmente, na zona de transição. Mostram preferência pelas estruturas de segunda e terceira ordem dentro das principais descontinuidades. 
	Nesses locais ocorrem associados : a brechas, stockworks e vênulas, veios laminados paralelos ao cisalhamento, rochas cisalhadas misturadas a veios deformados, descontínuos e pouco espessos.
	
Principais ambientes de formação dos depósitos auríferos –Tipo Lodes
	The main gangue minerals in greenstone-hosted quartz carbonate vein deposits are quartz and carbonate (calcite, dolomite, ankerite, and siderite), with variable amounts of white micas, chlorite, tourmaline, and sometimes scheelite. 
	The sulphide minerals typically constitute less than 5 to 10% of the volume of the orebodies. 
	The main ore minerals are native gold with, in decreasing amounts, pyrite, pyrrhotite, and chalcopyrite and occur without any significant vertical mineral zoning. 
	Arsenopyrite commonly represents the main sulphide in amphibolite-facies rocks and in deposits hosted by clastic sediments. Trace amounts of molybdenite and tellurides are also present in some deposits.
Mineralogia da Ganga e do minério 
ALTERAÇÕES HIDROTERMAIS (desenvolvem-se em torno do filão )
 As alterações hidrotermais que acompanham a mineralização são representados por:
	Cloritização –fácies xisto verde
	Carbonatação (siderita –calcita-ankerita)
	Sericitação (micas ricas em K –muscovita e/ou biotita em grau + forte)
	Silicificação (veios de quartzo na parte central, tendo pirita e/ou carbonato)
	Sulfetação (pirita e arsenopirita em grau baixo e pirrotita e arsenopirita em grau forte, implicando uma diminuição da atividade do S com o aumento da T).
	 O Au pode ocorrer seja na forma livre ou incluso nos sulfetos (arsenopirita, pirrotita e/ou pirita) em meio as lentículas e vênulas silicosas 
 
	
	Tabular fissure veins in more competent host rocks.
	Veinlets and stringers (stockwork) in less competent host rocks.
	En echelon veins.
	Veins usually have sharp contacts with wallrocks
Deposit Form
Depósitos de lodes (cont.)
	Em escala de detalhe - Os locais da mineralização são marcados, por zonas de intensa carbonatação e cloritização que se estendem por centenas de metro em torno do conduto; 
	O Au é transportado em duas formas: na forma tipo Au(HS)2 e na forma Au(HS)o. 
	Na primeira ocorre na Zona de transição do fácies de grau forte para grau médio e a de grau médio para fraco .
 Em contato com rochas ricas em Fe (básica/ultrabásica, formações ferríferas), em carbono (filitos e xistos grafitosos) ou em potássio (granitóides) o complexo Au(HS)2 é desestabilizado o que favorece a precipitação e formação de depósitos de Au, conforme reação:
Au(HS)2- + FeO (silicato, óxidos) » Au + FeS2(pirita) +H2O
 e na segunda, Au(HS)o , desenvolve-se em Ambiente de grau faco (T<270º), onde o Au é precipitado devido a < T e reações com rochas ricas em Fe, cujas concentrações baixas de Cl e altas de S favorecem os altos teores em Au e os baixos teores em metais bases nesses depósitos
	Tais zonas mineralizadas podem ter dezenas de quilômetros de comprimento e profundidade variável na crosta.
	Os depósitos são formados portanto em amplas condições de P-T, ocorrendo em terrenos desde o fácies granulito a xisto verde, este o mais frequente.
Referencia Bibliográfica
	Franco Pirajno, 2010. Hydrothermal Processes
	and Mineral Systems
	ORE DEPOSIT TYPES AND THEIR PRIMARY EXPRESSIONS By K.G. McQueen (internet)
I. Deposits produced by chemical processes of concentration , temperatures and pressures vary between 
wide limits. 
 A. In magmas, by processes of differentiation. 
1.Magmatic deposits proper, magmatic segregation deposits, injection deposits. 
Temperature: 700-1500C; pressure very high. 
2.Pegmatites. Temperature very high to moderate; pressure very high. 
 B. In bodies of rocks. 
1. Concentration effected by introductio n of substances foreign to the rock (epigenetic). 
 a. Origin dependent upon the eruption of igneous rocks. 
i. Volcanogenic, deposits associated usually with volcanic piles. 
Temperatures 100- 600C; pressures moderate to atmospheric. 
ii. From effusive bodies. Sublimates, fumaroles. Temperature: 100 - 
600C; pressure moderate to atmospheric. 
iii. From intrusive bodies. Igneous metamorphic deposits. Temperature 
probably 600- 800C; pressure very high. 
b. By hot ascending waters of uncertain origin, possibl y magmatic, 
metamorphic, oceanic, connate, or meteoric. Hydrothermal deposits. 
i. Hypothermal deposits. Deposition and concentration at great depths 
or at high temperature and pressure. Temperature: 300 - 500C; 
pressure very high. 
ii. Mesothermal deposits. Deposition and concentration at intermediate 
depths. Temperature: 200-300C; pressure high. 
iii. Epithermal deposits. Deposition and concentration at slight depth. 
Temperature 50-200C; pressure moderate. 
iv. Telethermal deposits. Deposition from nearl y spent solutions. 
Temperature and pressure low; upper terminus of the hydrothermal 
range. 
v. Xenothermal deposits. Deposition and concentration at shallow 
depths, but at high temperatures. Temperature high to low; pressure 
moderate to atmospheric. 
c. Origin by circulating meteoric waters at moderate or slight depth. 
Temperature up to 100C; pressure moderate. 
2. By concentration of substances contained in the geologic body itself . 
a. Concentration by dynamic and regional metamorphism. Temperature up to 
400C; pressure high. 
b. Concentration by groundwater of deeper circulation. Supergene enrichment. 
Temperature up to 100C; pressure moderate. 
c. Concentration by rock decay and residual weathering near surface. 
Temperature up to 100C; pressure atmospheric to moderate. 
 C. In bodies of water. 
1. Volcanogenic. Underwater springs associated with volcanism. Temperatures high to 
moderate; pressure low to moderate. 
2.