ApostilaAlteracaoHidrot-LydiaLobato

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LYDIA MARIA LOBATO 
PROFESSORA - DEPT. GEOLOGIA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MINAS GERAIS 
 
PREFÁCIO 
Sistemas hidrotermais recebem grande atenção por estudiosos das áreas de metalogênese 
e geoquímica nas últimas décadas, o que tem permitido novas interpretações sobre a origem 
de muitos depósitos minerais. A compreensão dos mecanismos de dissolução, transporte e 
precipitação de minerais-minério vem sendo expandida, face ao advento de várias novas 
técnicas analíticas. A literatura sobre o assunto é extremamente variada e vasta, e nenhum 
único livro texto atende a todas as necessidades dos que se deparam com investigações 
nessa área de conhecimento. 
A maior parte dos depósitos minerais conhecidos formaram-se pela precipitação de soluções 
hidrotermais. A formação de Depósitos Minerais Hidrotermais ocorre quando uma solução 
quente e aquosa atravessa um canal de movimentação na crosta, ou flui sobre porção 
restrita da sua superfície, e precipita uma massa localizada de minerais, a partir dos 
componentes nela dissolvidos, em uma armadilha qualquer. Essa armadilha pode resultar da 
combinação de condições estruturais, químicas e físicas que forçam reações entre os 
minerais das rochas atravessadas com a solução hidrotermal, conduzindo à precipitação de 
novos minerais. 
Alteração Hidrotermal é o conjunto de reações que ocorrem entre um fluido quente e as 
rochas que o mesmo atravessa, impulsionadas por desequilíbrio entre esses dois sistemas. 
É a substituição química dos minerais originais em uma rocha por novos minerais, em que o 
fluido cede os reagentes químicos para a rocha e dela remove os produtos (aquosos) 
solúveis liberados das reações. O desequilíbrio entre fluido e rocha ou resulta da diferença 
Texto preparado por Profa. Lydia Maria Lobato – Dept. Geologia – IGC – UFMG 
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de composição mineralógica e/ou química entre os dois, sendo função das fugacidades de 
voláteis e atividades de componentes químicos em geral, ou de variações físicas, como 
mudanças de densidade, por exemplo. A alteração hidrotermal ocorre ainda como resposta 
a variações de temperatura e pressão, incluída nessa última a pressão de fluido - Pƒ. Os 
mecanismos de alteração em geral são totalmente contínuos com e fazem parte do processo 
de deposição do minério, realizado por alteração hidrotermal. Os minerais de alteração 
podem ser considerados como resultantes dos processos mineralizadores, tanto quanto o 
minério em si. 
Sendo um tipo de metamorfismo predominado por fluidos, a alteração hidrotermal gera 
zonas de paragêneses distintas que refletem variações na razão fluido vs rocha, ou seja, 
refletem diferentes graus de tamponamento da rocha pelo fluido. A composição das 
diferentes zonas reflete ainda composição do fluido e da rocha, ainda que os estágios finais 
(mais avançados) da alteração sejam similares para todos os tipos de encaixantes (razão 
fluido/rocha elevada). 
Uma jazida mineral é resultado de processos que ocorreram fora do ponto de equilíbrio e 
representa o novo ponto atingido durante o mecanismo de busca de equilíbrio. Assim, as 
questões fundamentais relacionadas à gênese dos depósitos hidrotermais são: 
Fluidos - Energia - para movimentação por re-equilibro térmico, como basalto vs água do 
mar, além do caráter físico e químico deste 77 Fonte de Metais - rocha 77 Condições de 
Dissolução e Transporte - pH, fO2, etc.; tais condições são atingidas devido a altas taxas 
de reação. Dependendo do tipo de desequilíbrio, um ou outro metal será lixiviado e, ao se 
lixiviar um certo elemento de um mineral, este último é destruído 77 Condições de 
Precipitação Mineral - também ocorrem em altas taxas de reação, desequilíbrio este que 
é físico-quimicamente diferente do da dissolução 77 Condições de Acumulação. 
Como soluções hidrotermais se formam, fluem, reagem e como depositam seus 
constituintes, formando Depósitos Minerais Hidrotermais, é o objeto central desse Mini 
Curso. O documento é simplificado para atender às necessidades imediatas, contendo lista 
bibliográfica que poderá auxiliar na leitura de documentação específica pertinente e algumas 
poucas figuras selecionadas. 
 
Lydia Maria Lobato, setembro de 2002 
Texto preparado por Profa. Lydia Maria Lobato – Dept. Geologia – IGC – UFMG 
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I - OS FATORES NO METAMORFISMO 
Metamorfismo significa processos de mudança, através dos quais uma rocha que se formou originalmente no ambiente 
ígneo ou sedimentar recristaliza em resposta a novas condições, produzindo uma rocha metamórfica. Essas condições 
são a variável pressão (P), temperatura (T) e composição química (X), que caracterizam o estado do sistema rochoso em 
equilíbrio e que, ao experimentarem perturbação, buscam novo estado de equilíbrio (metamorfismo) envolvendo 
transformações para reconstituição do fabric e da composição da rocha. Estas ocorrem virtualmente no estado sólido, na 
presença de quantidades menores de fluidos aquosos ou carbônicos, no domínio de campos de P e T entre os sistemas 
magmáticos e sedimentares. 
O metamorfismo hidrotermal, também chamado de alteração hidrotermal, é definido como uma substituição química de 
minerais originais numa rocha por novos minerais, com um fluido/solução quente, hidrotermal, removendo os reagentes 
químicos e removendo produtos aquosos das reações. 
No caso do metamorfismo hidrotermal, além da T e da P litostática a pressão de fluidos (Pƒ) também exerce papel 
fundamental. É definida como a soma de todas as pressões de vapor de equilíbrio dos diferentes componentes voláteis: Pƒ 
= PH2O + PCO2, etc. A Pƒ tende a atuar no sentido oposto ao da PL, reduzindo a pressão efetiva, permitindo que a rocha se 
parta mais facilmente. 
Rochas sedimentares enterradas a grandes profundidades, de onde fluidos não conseguem mais escapar em direção à 
superfície, podem experimentar condições de Pƒ ≅ PL. São condições típicas de desidratação metamórfica, quando as 
rochas estão se esquentando. Se Pƒ exceder PL (Pƒ >> PL) por um valor superior ao da resistência da rocha (tensile strenght), 
essas podem se partir por fraturamento hidráulico e, nesse caso, fluido escapará ao longo de fraturas, com conseqüente 
abaixamento de Pƒ. Quando rochas metamórficas estão se esfriando Pƒ decresce para valores baixos, porque a pequena 
quantidade de fluido remanescente é rapidamente absorvida pelas reações mineralógicas. 
II - EQUILÍBRIO E A REGRA DAS FASES DE GIBBS 
Rochas metamórficas são em geral complexas quimicamente. Na tentativa de se avaliar quantos minerais podem coexistir 
em equilíbrio, e assim quais aqueles que participam da paragênese de equilíbrio, a Regra das Fases de Gibbs é utilizada. 
Em um sistema químico simples, água pode ser convertida em gelo ou vapor por mudança de T (com T a 100oC e P a 1 atm; 
se P aumentar T de ebulição também aumenta). Os três são fases fisicamente separáveis, com a mesma fórmula química, 
constituindo um único componente químico, isto é, H2O. 
(i) Uma fase (água líquida, p. ex.) pode ocorrer sozinha em um campo de variação de Ts e Ps. Esse sistema de um 
componente, com uma fase, é considerado como tendo 2 graus de liberdade porque é possível, dentro de um certo limite, 
variar sua T ou a P, independentemente, sem mudar o número e natureza das fases presentes. 
(ii) Duas fases só podem coexistir em equilíbrio em um sistema de um componente a uma certa T, numa dada P (água com 
vapor d'água). Enquanto as duas fases coexistirem, o sistema tem somente um grau de liberdade porque para qualquer 
mudança de T, p. ex., associa-se uma mudança de P. 
A equação F = C - P + 2 define a regra das fases, onde F é o número de graus independentes de liberdade para o sistema, 
C é o número de componentes químicos e P o número de fases. Independentemente de quantas substituições químicas 
houver entre minerais de uma certa rocha, o númerode graus de liberdade calculado pela regra das fases fornece o 
número de variáveis que podem mudar independentemente (ou variáveis independentes). 
A determinação do número de graus de liberdade, sabendo-se o número de variáveis independentes, permite estabelecer a 
faixa de condições nas quais uma certa paragênese pode ocorrer em equilíbrio. Nas rochas em geral somente os 
constituintes químicos maiores, que ocorrem em mais de uma fase, são considerados como componentes do sistema. 
Quando há desequilíbrio, a taxa de reação é muito alta e a tendência é formar zoneamento na procura de um estado de 
equilíbrio, de tal forma que cada zona representa uma nova fase de avanço em direção ao equilíbrio. A natureza funciona 
em baixa taxa de reação. Algo excepcional tem que acontecer para mudar esta tendência. Uma jazida mineral hidrotermal 
representa uma condição fora do equilíbrio e com alta taxa de reação. 
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Toda vez que minerais e/ou componentes químicos incompatíveis estiverem em contato com um fluido, reações de busca 
ao equilíbrio ocorrem. A presença de um fluido aquoso (e condições de stress) tem um forte efeito catalítico nas taxas de 
reação. A maioria das reações metamórficas é heterogênea e o controle da taxa de reação é provavelmente feito pelas 
reações de superfície, difusão na rede e/ou nucleação. 
No metamorfismo, mesmo que os sistemas sejam abertos, as quantidades de voláteis envolvidos na desidratação 
metamórfica são pequenas. No hidrotermalismo, a concentração de um número de constituintes da rocha pode mudar 
bastante, devido à grande quantidade de fluidos, havendo metassomatismo. Nesse caso, é possível a distinção entre os 
elementos inertes e os perfeitamente móveis, estes últimos podendo ser adicionados ou removidos dependendo de seu 
potencial químico ser maior ou menor do que aquele no mineral da rocha. Os potenciais químicos de componentes 
perfeitamente móveis são controlados por fatores externos, como por exemplo o potencial de um componente soluto 
(constituinte dissolvido) pode ser controlado pela solubilidade mineral na região de origem do fluido. Se considerarmos que P 
e T no metamorfismo localizam-se dentro de campos divariantes num diagrama P vs T, isto é com F = 2, a situação normal 
seria aquela em que o número total de fases é igual ao número de componentes durante o metamorfismo isoquímico, ou 
seja, P = C. Se designarmos o número de componentes inertes como Ci e o número de componentes perfeitamente móveis 
como Cm, então o número de fases sólidas PS = Ci = C - Cm. 
Dessa forma fica claro que à medida que mais componentes tornam-se móveis deverá haver menos componentes inertes e 
o número de fases na rocha será progressivamente menor. CCoommoo rreessuullttaaddoo,, rroocchhaass mmeettaammóórrffiiccaass hhiiddrrootteerrmmaaiiss ccoonnttêêmm 
ssoommeennttee uummaa ppeeqquueennaa qquuaannttiiddaaddee ddee mmiinneerraaiiss ccooeexxiisstteenntteess,, sseennddoo pprraattiiccaammeennttee mmoonnoommiinneerráálliiccaass. Em rochas 
metassomáticas, além do número de minerais ser pequeno, a composição dos mesmos é uniforme ainda que constituam 
membros de soluções sólidas; isso é porque razões de elementos da solução sólida (Na/K em uma mica, p. ex.) estão sendo 
fixadas a um valor constante pela composição do fluido infiltrador. Em outro exemplo, uma rocha ultrabásica é 
transformada em talco xisto, em uma zona de cisalhamento, com adição de SiO2 e remoção de CaO. Nesse caso, somente 
o MgO ficou inerte e a rocha final tem um único mineral. Onde a infiltração de água é menor, CaO não se comporta como 
componente móvel e uma rocha biminerálica, com talco e tremolita, pode ser a resultante. 
III - CONCEITOS DE IMPORTÂNCIA 
• pH Expresso como log10 negativo da concentração do íon H+. Quanto maior sua concentração em uma solução, 
menor será o pH. O pH neutro a 25oC tem valor 7. 
• Potencial Químico de uma Espécie (μ) É utilizado para determinar a direção de uma mudança química nas rochas. 
O potencial químico indica a capacidade de um componente de reagir com outro e representa um nível particular de 
energia para um dado componente em uma fase. É análogo ao potencial elétrico ou gravitacional, de tal forma que ao se 
medir os μs dos componentes de um sistema, a tendência ou não de um certo material de fluir ou reagir pode ser 
deduzida. A direção de fluxo é sempre das regiões de alto para baixo μ, de tal forma que o sistema possa atingir o menor 
estado de energia possível. 
• Molalidade (m) - Atividade (a) A composição de uma solução pode ser expressa pela concentração de cada uma 
das espécies de solutos, o que é feito de várias formas. A concentração pode ser expressa pela massa do soluto dividida 
pelo volume da solução, ou ainda pelo número de moles de cada substância. 
A molalidade mi é o número de moles de uma espécie i por quilo de água. 
A atividade expressa a concentração termodinâmica efetiva de um componente ou substância em solução ou em um 
sistema em reação. Corresponde a molalidade sem dimensão determinada, sendo expressa como: ai = mi / mo. A mo é a 
molalidade padrão = 1 mol kg-1. A atividade da espécie i na fase j reflete a diferença entre os potenciais químicos de: 
- i na fase j sob certas condições de P, T e numa composição de interesse, e 
- i no estado ideal, a P0 e T0. 
Na geologia, se lida com reações heterogêneas entre soluções aquosas e fases gasosas ou sólidas. A concentração de um 
componente numa fase sólida é expressa em termos da sua fração molar - X no sólido. 
• Fugacidade (f) A concentração de um componente numa fase gasosa é expressa como sua pressão parcial. O 
termo é usado para mistura de gases à baixa P, na qual as moléculas de gás são tão dispersas que se comportam 
independentes umas das outras - gás perfeito ou estado ideal. 
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Numa mistura a alta P (ou quando um gás está dissolvido em outra fase, como no magma), as moléculas interagem fortemente 
entre si, e a pressão parcial é chamada de fugacidade. A fugacidade é análoga à atividade a, já que descreve a 
‘concentração efetiva’ de um gás nessas condições não ideais. A fugacidade é assim o nome dado à pressão de um gás 
perfeito. Mede a tendência de escape de um vapor ou gás e seu distanciamento do comportamento ideal. É uma espécie 
de pressão parcial idealizada ou efetiva e é igual à pressão parcial de um componente em uma mistura ideal. Em soluções 
puras a fugacidade é relacionada à pressão. 
• Ponto Crítico (Pc) É o ponto definido por T e P a partir do qual não há distinção entre as propriedades físicas de 
líquidos e gases. O chamado Pc de uma solução é uma certa combinação de T e P a partir da qual duas fases miscíveis, 
somente parcialmente, tornam-se totalmente miscíveis. A T crítica - Tc - é a mais alta T na qual líquido e gás podem 
coexistir. 
• Ebulição - Efervescência de Soluções O aprisionamento de inclusões de gás “primário” de um meio líquido é 
comum. As bolhas de gás podem consistir de vapor do líquido encaixante ou de outros constituintes gasosos menores. A 
fervura desse tipo de solução é chamada de ebulição para o primeiro caso e efervescência para o segundo, embora o 
termo ebulição esteja consagrado na literatura. São ambos exemplos de imiscibilidade. 
• Constante de Equilíbrio Para ocorrer a reação A + B → C + D, essa compete com a reversa A + B ← C + D. 
Juntas, chegam ao equilíbrio, em que a taxa de uma iguala-se à da outra, o que é expresso como A + B ↔ C + D. 
A composição desse estado imóvel é expressa como a constante de equilíbrio Κ. 
Κ = aCaD / aAaB 
O valor de Κ é constante para uma certa reação, a uma certa T, indicando o ponto em que a reação não ocorre, sob 
condições de 100% dos reagentes A+B e 100% dos produtos C+D. Se mais A é adicionado, A e B reagem de forma a 
reduzir aB e a nova aA, além de aumentar aC e aD, mantendo o mesmo Κ. Entretanto,se T variar Κ muda. 
• Sistemas Tampão - Conceito de Tamponamento 
Quando a regra de fases é aplicada a uma paragênese mineral natural, fica claro que o sistema tem apenas um pequeno 
número de graus de liberdade independentes, embora haja um número relativamente alto de variáveis, como P, T, Pƒ e 
composição das fases. Nesse caso, a paragênese mineral efetivamente fixa o valor de algumas dessas variáveis ou as 
tampona em um valor específico, em uma dada T e P. 
Se o sistema é aberto e dominado por fluidos, um ou mais componentes são móveis, movendo-se entre o sistema e seu 
envoltório (altas razões fluido/rocha). A composição do fluido é controlada externamente e esse pode controlar os tipos e 
composição dos minerais em formação. Com T e P fixadas, somente se grandes volumes de fluidos se moverem num 
sistema aberto é que o resultado das reações hidrotermais governado pela composição do fluido. 
A variação nas razões fluido-rocha, que tem reflexo direto no tamponamento ou não de reações, também controla 
episódios de evolução ou não do fluido infiltrador. Por exemplo, na reação {moscovita + 6 SiO2 + 2 K+ = 3 feldspato 
potássico + 2 H+}, a fase fluida é K+ (fluido infiltrador de caráter alcalino; Figuras 1 e 2). Enquanto moscovita persistir junto 
com feldspato potássico (reação tamponada, refletindo baixa razão fluido/rocha), a composição do fluido é re-equilibrada com os 
minerais como um todo. Assim, o fluido em contato com os minerais assume caráter neutro. Isto é, H+ permanece no 
sistema rochoso, de forma a manter a relação K+/H+ (que se relaciona ao pH) constante. Entretanto, quando toda a 
moscovita é consumida a reação é dita não tamponada (alta razão fluido/rocha) e a fase fluida em contato com os minerais 
pode assumir caráter ácido, sendo liberada e/ou reagir com o produto (feldspato potássico). Dessa forma, e somente nesse 
caso de condições de não tamponamento de reações, um fluido original potássico evolui de fato para um fluido de baixo 
K+/H+. 
Utilizemos ainda o exemplo de como os minerais de uma rocha podem controlar a fO2 do fluido no sistema Fe-O: 4 Fe3O4 + 
O2 = 6 Fe2O3 (Figura 3). Aplicando-se a regra das fases para a associação hematita, magnetita, H2O-O2, têm-se 3 fases e 3 
componentes (H2O-FeO-O2), e então 2 graus de liberdade no sistema. Embora a fO2 no fluido seja variável, seu valor deve 
ser sempre o mesmo para quaisquer valores específicos de P e T, aos quais magnetita e hematita estejam submetidos. 
Assim, com tanto que ambas magnetita e hematita coexistam a certas P e T, a fO2 será fixada. Se O2 é adicionado numa 
certa P e T, alguma magnetita será consumida para formar mais hematita, mas fO2 mantém-se constante com tanto que 
ambos minerais continuem coexistindo. Ou seja, alguma hematita se formará para restabelecer a fO2 do fluido em equilíbrio 
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com a paragênese magnetita-hematita. Embora haja alguma oxidação, em função da fO2 do fluido infiltrador, a extensão da 
reação é controlada pelo volume do sistema rochoso. 
De fato parâmetros físico-químicos como P, T, salinidade, pH, fO2, etc., nunca variam livremente, pois na natureza os 
minerais tendem sempre a buscar equilibrar tais parâmetros. 
IV - DESIDRATAÇÃO METAMÓRFICA: VARIAÇÕES NA Pƒ 
1 - INFLUÊNCIA DA Pƒ 
• Um aumento na T causa desidratação, e a água liberada move-se gradualmente para fora da rocha. Se sua velocidade 
(V) é menor que a Vreações, uma fase fluida permanecerá entre os grãos minerais. Com T e P constantes do sistema, para 
água pura, tem-se a relação: PS = Pƒ = PH2O (PS = P de sólidos). 
• Em rochas pelíticas misturadas a carbonáticas, o fluido intergranular contém H2O e CO2. Para T e P constantes, os 
potenciais de H2O e PH2O devem diminuir com o aumento do CO2 e nesse caso: Pƒ > PH2O. 
• Nos estágios iniciais do soterramento, PS > Pƒ. Se os espaços intergranulares, contendo fluido, são conectados e, em 
casos extremos, contínuos até a superfície, a V de aumento da P para baixo deve depender da densidade da coluna de 
fluido. A densidade das rochas é 2,5-3 vezes > que a de um fluido. Se considerarmos o mesmo como água pura então: PS 
~ 3 Pƒ, ou seja, PS > Pƒ = PH2O. Isso não ocorre em grandes profundidades, mas por exemplo em condições geotermais. 
No entanto, a recristalização metamórfica tenderá a fechar os espaços intergranulares, embora processos de deformação 
penetrativa possam continuamente produzir novos canais de escape de fluidos. 
• No caso de fluxo de fluidos, conforme mencionado onde PS > Pƒ = PH2O, é necessária uma condição de alta porosidade e 
permeabilidade, ou alternativamente Vfluxo de fluido que exceda a produção de fluidos. Se a Vprodução > Vescape, a condição Pƒ ~ 
PS ou mesmo Pƒ > PS pode ocorrer, com tanto que as rochas apresentem resistência suficiente. Se este não for o caso 
haverá ruptura e então PH2O ~ PS. Se existirem outras substâncias em solução, então Pƒ pode ser ~ PS, mas PH2O pode ser 
menor que Pƒ, pois a aH2O < 1. Assim, temos: PS > PH2O e, para fluidos impuros, PH2O = Pƒ x XH2O (XH2O = fração molar de 
H2O). 
A condição para que ocorra Pƒ > PS depende da PL e da resistência da rocha. Como as rochas geralmente tornam-se 
suficientemente permeáveis de forma a permitir o fluxo de fluidos sem fraturamento, a condição Pƒ ~ PS é considerada de 
forma geral para os processos metamórficos. 
2 - METAMORFISMO E HIDROTERMALISMO - IMPORTÂNCIA DA PRESSÃO DE FLUIDOS 
Todos os minerais contendo uma espécie volátil e outra não volátil são considerados em equilíbrio com uma fase fluida que 
contém aquela espécie volátil. Esses minerais têm uma curva de desidratação, ou P de vapor de volátil, definida e que é 
função de P e T e do tamanho do grão. Essa curva cresce rapidamente com T e, se a P de vapor da espécie volátil em um 
ambiente é menor que a pressão desse volátil no mineral, este tenderá a desidratar: A(OH)m = B + n H2O ou p. ex. brucita 
= periclásio + H2O. 
Enquanto o volume de A(OH)m >> volume de B, VA(OH)m << VB + VH2O. Normalmente, nos processos metamórficos, 
considera-se que PS ~ Pƒ (função da profundidade) e, nesses casos, aH2O ~ 1 e, portanto, PS = PH2O. Enquanto A e B 
coexistirem, permanece o equilíbrio em condições definidas pela curva que separa os campos desses dois minerais. Num 
vaso fechado, que não pode aumentar o volume, a reação só acontece se a água puder sair. À medida que a água é 
liberada PS é mantida ~ PH2O. Se não é liberada, PH2O tem que aumentar muito para que continue a reação de desidratação, 
isto é, para que a PH2O seja mantida ~ PS e a reação ocorra. Quando isso acontece, o campo de estabilidade da 
paragênese hidratada A(OH)m é expandido. Caso PH2O seja mantida constante, T teria que aumentar muito para que a 
reação procedesse. 
No exemplo da reação de brucita para periclásio, se aumentarmos p. ex. de 1.000 para 3.000 bar a PL, mantendo PH2O 
constante a 1.000 bar e T constante a 550°C, brucita desidrata em condições de PL > PH2O, de acordo com a curva (b), 
tendo como resultante a expansão do campo de estabilidade da fase MgO (Figura 4). Se por outro lado a PH2O for mantida a 
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1.000 bar e a PL abaixada para 500 bar, de tal forma que PL < PH2O, a reação só ocorrerá em T mais alta, isto é, brucita só 
desidrataria a 595°C, permitindo o alargamento do campo de estabilidade da fase hidratada. 
As reações de desidratação metamórfica são endotérmicas (absorvem calor) e envolvem diminuição de volume da rocha 
(adaptam-se a condições de maior P). No metamorfismo regional, as reações geralmente ocorrem em condições de equilíbrio, 
havendo grandes extensões de terrenos onde existem reagentes e produtos hidratados, do tipo A(OH)m e B. Dessa forma, 
processos de desidratação de grandes volumes de rocha suavizam o gradiente geotermal durante o metamorfismo. 
Entretanto, a Vreação acompanha a Vmudança do equilíbrio P-T que a impulsiona. Além disso, amanutenção do equilíbrio, de tal 
forma a permanecerem reagentes e produtos hidratados, em grandes extensões de rochas que envolvem reações 
endotérmicas, é a forma que a natureza utiliza para absorver calor e suavizar o gradiente térmico regional. 
Nos processos hidrotermais, onde predominam reações de hidratação por absorção de água e/ou de outros constituintes 
voláteis presentes no fluido, as reações são exotérmicas. Tendem a aumentar o gradiente geotermal local, e o calor por 
elas produzido colabora com a manutenção do processo de reação. Dessa forma, pode-se dizer que as reações de 
hidratação garantem o funcionamento do sistema hidrotermal, que depende de energia termal para movimentação dos 
fluidos. Havendo escape de fluidos da desidratação, e sendo o volumeA(OH)m >> volumeB, essas reações acabam por 
envolver aumento de volume, tendendo a fechar os canais de fluxo de fluido, auxiliando no aumento da Pƒ. Isso 
caracteriza, por exemplo, a formação de zonas de cisalhamento. Com aumento da Pƒ, há "fraturamento" ou abertura de 
descontinuidade ou permeabilidade, com fechamento subseqüente e assim por diante. Este mecanismo levou muitos 
pesquisadores a interpretar as estruturas, dele resultantes, como relacionadas a várias fases de deformação (ver desenho 
abaixo). 
V - FLUIDOS: ORIGEM, MOVIMENTAÇÃO (Figura 5) 
1 - PRODUÇÃO DE FLUIDOS: MECANISMOS 
As regiões de grande transporte de fluidos são: (i) aquelas ligadas aos processos de intemperismo, com dissolução e 
transporte; (ii) cadeias oceânicas, onde ocorre convecção, e materiais vulcânicos que se comportam de forma muito 
permeável, como aqüíferos; (iii) zonas de subducção, que têm papel fundamental no retorno de fluidos para o manto, 
através da descida de minerais hidratados e de reações de desidratação, com o aumento de P e T, ainda contribuindo para 
a fusão de rochas em profundidade que ascenderão trazendo fluidos; (iv) zonas de cisalhamento, veios, falhas, onde há 
evidência de altas razões fluido/rocha, relacionadas à desidratação metamórfica. Processos importantes na produção de 
fluidos incluem: Redução de Porosidade; Reações Sólido-Sólido e Processos de Recristalização; Reações de Hidratação e 
Desidratação. 
2 - TIPOS E QUÍMICA DOS FLUIDOS 
• Águas superficiais (meteórica) • Água do mar (aquecida) • Fluido intersticial ou conato (sedimentar); • Fluidos de 
profundidade (sondagem) • Fluidos profundos (base da crosta ou mantélicos), • Metamórficos • Fluidos magmáticos 
(condensados de gás e salmoura magmática). 
3 - ASSINATURA E CARACTERIZAÇÃO ISOTÓPICA DOS PRINCIPAIS TIPOS DE FLUIDOS 
A análise de isótopos estáveis (não radiogênicos) envolve estudos principalmente de oxigênio e hidrogênio. As razões 
18O/16O e D/H (deutério ou 21H, que é o isótopo pesado do hidrogênio) constituem indicadores importantes sobre a natureza e 
fonte de fluidos hidrotermais. 
Na interação entre sólido e fluido há troca entre isótopos: H218O + 0,5 Si16O2 = H216O + 0,5 Si18O2. O fracionamento 
isotópico é dependente somente de T. Curvas de calibração mineral-água em função da T, dos fracionamentos entre 
minerais e água, são obtidas experimentalmente. 
4 - CAMINHOS DE MOVIMENTAÇÃO DE FLUIDOS HIDROTERMAIS 
As forças que movimentam os fluidos hidrotermais modernos são variadas. Fluxo ocorre quando: (i) existe uma diferença 
de pressão hidrostática entre a fonte e a área de descarga; (ii) a PL reduz a porosidade e expulsa fluidos para cima; (iii) há 
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bombeamento osmótico. Pressão osmótica desenvolvida em membranas naturais, como folhelhos, pode produzir a força 
necessária para mover a água de bacias sedimentares; (iv) diferenças de densidade são induzidas por fontes de calor 
locais (corpo intrusivo), propiciando que a água, de densidade menor, ascenda. Fontes de calor também podem causar a 
convecção do sistema hidrotermal; (v) fluidos salinos, e portanto densos, afundam, deslocando fluidos menos densos; (vi) 
fluidos dissolvidos são liberados de magmas em resfriamento, o fluxo sendo então ascendente. 
VI - SOLUBILIDADE E ESTABILIDADE DE MINERAIS E METAIS 
A quantidade máxima que uma substância pode ser dissolvida em uma certa solução (ponto de saturação), em certas 
condições de P e T, mede a sua solubilidade. 
Os fatores principais que governam a dissolução dos minerais estão relacionados ao grau de saturação do fluido em 
elementos constituintes dos minerais e o tempo de interação fluido-mineral. Se houver tempo suficiente para o fluido se 
equilibrar com a rocha, será necessário saber-se como P, T e composição do fluido e da rocha afetam a solubilidade dos 
minerais. Embora a água seja o constituinte predominante dos fluidos, constituintes dissolvidos têm importância na 
solubilidade dos minerais. 
1 - SISTEMAS A CO2-H2O E NACL-CO2-H2O 
O estudo de inclusões fluidas em rochas metamórficas tem indicado que estes são fluidos ricos em água, CO2 e NaCl. 
Fluidos mineralizadores, de origem metamórfica ou não, em diversos depósitos minerais, também exibem resultados 
similares. 
A baixas Ps, CO2 é mais leve e torna-se mais denso como uma fase a altas P. Isso influencia a separação CO2-H2O em 
rochas metamórficas de baixa T e P média a alta. Em metamorfismo médio a alto (T e P altas), onde as Ts e Ps são maiores 
que aquelas da curva crítica, as misturas de CO2-H2O ocorrem como uma única fase (fluido supercrítico). Ou seja, em mais 
altas Ps o CO2 é solúvel em água. De qualquer forma, a presença de gases dissolvidos em soluções aquosas tende a 
baixar o Pc de misturas, significando que fluidos ricos em gases se separam e perdem as características supercríticas em 
Ts mais baixas, dificultando que soluções hidrotermais quentes precipitem seus componentes químicos a altas Ts. 
A adição de sais solúveis nessas misturas abaixa a atividade da água (aH2O) no fluido (salting-out effect), reduzindo a 
solubilidade do CO2 em água à medida que aumenta a quantidade de NaCl. De maneira geral, a adição de sal deprime a 
solubilidade de gases em água (vide Figura 6). 
O estudo do sistema NaCl-H2O mostra que o NaCl tende a aumentar a Tc e Pc das soluções. Mesmo em altas PCO2 fluidos 
podem existir no sistema NaCl-H2O a P e T bem acima do Pc da água. Embora o NaCl aumente a T e P do fenômeno 
crítico, a presença de CO2 tem o efeito oposto. Para a composição da maioria das salmouras naturais, o efeito dos sais 
dissolvidos supera aquele dos gases dissolvidos e o resultado final é a transferência do fenômeno crítico para Ts e Ps mais 
altas. Ou seja, embora a presença de CO2 em água diminua o Pc, os efeitos de sais dissolvidos na maior parte das 
soluções hidrotermais parece ser maior, pois aparentemente o Pc destas acha-se bem acima daquele da água pura, ou 
seja, o NaCl move o Pc para Ts e Ps mais altas. 
O sistema NaCl-CO2-H2O pode servir como um modelo geral para a dissolução de sais e gases em fluidos hidrotermais, 
indicando que tais soluções podem permanecer como líquido até Ts de 500-600oC na crosta. Para o caso de minerais 
levemente solúveis, e que são dissolvidos em fluidos a CO2-H2O livres de NaCl, essa pequena solubilidade (causando a 
elevação do Pc), é superada pelo efeito do gás, isto é, a presença do gás CO2 terá o efeito de baixar T e P do fenômeno 
crítico. 
A solubilidade da maioria dos minerais tende a aumentar em fluidos contendo sais dissolvidos, em comparação com 
aqueles contendo gases dissolvidos ou compostos de água pura. Isso porque em fluidos salinos mantém-se a 
característica crítica do fluido, sem separação das fases sal, gás e H2O. Essas considerações são de enorme importância 
para os processos geológicos geradores de minérios. Podemos assim inferir que fluidos salinos transportarão constituintes 
em solução em Ts mais altas que aquelas características do Pc da água. 
2 - SOLUBILIDADE E PRECIPITAÇÃO DE CARBONATOS (FIGURAS 7 E 8) 
Texto preparado por Profa. Lydia Maria Lobato – Dept. Geologia – IGC – UFMG 
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A solubilidade dacalcita aumenta com o aumento da PCO2, mas diminui muito com a T. Uma diminuição de PCO2 a T 
constante causa precipitação de calcita; mas uma diminuição de T a PCO2 constante causa dissolução da calcita. A adição 
de NaCl aos fluidos a CO2-H2O resulta num aumento da solubilidade da calcita. Entretanto, mesmo com a adição de NaCl 
em fluidos a CO2-H2O, o efeito da T predomina. Esse comportamento, chamado solubilidade retrógrada, ocorre com outros 
carbonatos e sulfatos comuns. A presença de sílica parece aumentar a solubilidade da calcita. 
Há quatro maneiras de precipitar-se calcita: (i) por aquecimento, em baixa salinidade e/ou baixa T; (ii) por degassing de 
CO2, onde HCO3- domina sobre H2CO3; (iii) diminuição da salinidade; (iv) aumento de pH. 
3 - SOLUBILIDADE DA SÍLICA E PRECIPITAÇÃO DE QUARTZO (FIGURA 9) 
A sílica apresenta solubilidade normal, que aumenta com o aumento da T em todas as Ps. A solubilidade da sílica é pouco 
afetada por íons dissolvidos, exceto na vizinhança de seu Pc, movendo-se para valores mais altos de T e P no sistema sal-
H2O. É independente do pH, mas soluções alcalinas têm o efeito de aumentar a solubilidade do mineral quartzo. Em altas P 
e T diminui em Cl-soluções, nas quais a aH2O é abaixada. 
4 - SOLUBILIDADE DE METAIS E ESTABILIDADE DE MINERAIS MINÉRIO (EXS. NAS FIGURAS 10 A 14) 
Incluindo complexos de Fe, complexos de Cu, complexos de Au, complexos de Ag e de outros metais, sendo que de forma 
simplificada as seguintes generalizações podem ser feitas: 
 
 
 
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VII - DISPARADORES DA PRECIPITAÇÃO METÁLICA DE FLUIDOS HIDROTERMAIS (FIGURAS 15A E B) 
a) Temperatura - O aquecimento e resfriamento afetam: 
- a solubilidade de sulfetos, carbonatos, óxidos, sulfatos, sílica; - a associação/dissociação de complexos iônicos 
portadores de metais e suas estabilidades em solução; a fugacidade de O2, - o Eh e assim as populações de SO42-, HS- e 
H2S; - as constantes de hidrólise de íons como Cl- e HS-. 
b) Pressão - Geralmente a solubilidade dos minerais minério em líquidos supercríticos aumenta com a P. O 
abaixamento da P é, entretanto, mais importante, quando acompanhado de separação de uma fase de vapor. Grandes 
mudanças, na ordem de 100 bars, são necessárias para causar precipitação significativa. 
c) Interação Química com Encaixantes - Provavelmente mais significativos são as reações de hidrólise e hidratação, 
com consumo de H+ e H2O, respectivamente, gerando íons alcalinos e alcalinos terrosos, influenciando o pH. 
d) Mistura de Soluções - Por adição de componentes novos na solução. 
e) Imiscibilidade de Soluções - A separação de fases imiscíveis pode ocorrer por abaixamento de P em fluidos que 
ascendem à superfície e é importante em condições geotermais e epitermais. A imiscibilidade da solução, que ocorre 
quando esta atinge seu PC por abaixamento da P e/ou T, facilita também a precipitação metálica em condições 
mesotermais. 
VIII - METAMORFISMO HIDROTERMAL E ALTERAÇÃO HIDROTERMAL (Figura 16) 
1 - CONCEITO 
Alteração hidrotermal é um processo complexo que envolve mudanças mineralógicas, químicas e texturais, resultantes da 
interação de um fluido aquoso quente com rochas as quais atravessa, sob condições físico-químicas evolutivas. Os fluidos 
hidrotermais interagem quimicamente com as rochas e essas tendem a se re-equilibrar formando novas associações 
mineralógicas que estejam em equilíbrio com essas novas condições. É um processo metamórfico envolvendo 
metassomatismo, onde a composição do fluido também experimenta mudança. Diferencia-se do metamorfismo já que não 
ocorre somente em resposta a variações de P e T, mas é fundamentalmente função do aumento da Pƒ e da natureza do 
fluido. 
O aumento da Pƒ faz com que a curva de equilíbrio de desidratação de uma fase A(OH)m desloque-se para a direita, 
aumentando o campo de estabilidade da paragênese úmida. Assim, para as mesmas condições de P e T, as rochas podem 
absorver ou expelir água (ou outro componente volátil) dependendo da Pƒ. Portanto, em condições de altas Pƒ os processos 
de desidratação são inibidos mesmo em condições de T favoráveis. 
Em um sistema hidrotermal, não só Pƒ (cujo valor só pode ser fixado em cada ponto), mas também a composição do fluido é 
variável (função da interação fluido-rocha), e a alteração caracteriza diferentes curvas de desidratação (reação de A para B, C + 
fluido). Essas curvas se localizam à direita da curva de desidratação experimental conhecida para sistemas metamórficos 
(onde PH2O = Pƒ = PS) e para cada uma delas desenvolver-se-ão diferentes paragêneses minerais em função de percentuais 
variados de A, B, C. Isso explica a existência de zoneamento em sistemas de alteração hidrotermal. 
Depósitos minerais hidrotermais se formam a partir de fluidos em movimento, que lixiviam, transportam e precipitam metais 
e outros componentes. Tal movimentação na crosta ocorre em resposta a gradientes de T e/ou P. A formação de um 
depósito hidrotermal só é possível se os fluidos forem canalizados; fluxo disperso não gera concentrações. Havendo 
canalização, a precipitação ocorre onde há condições físico-químicas favoráveis. 
Encaixantes que envolvem depósitos minerais hidrotermais quase sempre mostram efeitos de reações que resultam da 
tendência de fluidos circulantes quentes equilibrarem-se com as rochas. Ambos fluidos e rochas ajustam-se e os condutos 
de passagem apresentarão uma faixa de reação entre a rocha fresca e as soluções quentes. Isso é chamado de "alteração 
das encaixantes" e o volume ocupado é chamado zona de alteração, halo, envelope. Pode constituir desde a extensão de 
poucos grãos até quilômetros em volta de uma rede de veios. 
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A alteração hidrotermal constitui um guia empírico rapidamente visível à atividade hidrotermal e assim atrai o geólogo de 
exploração por causa da possibilidade de haver minério, já que a simples identificação dos minerais de alteração pode 
servir como importante ferramenta na prospecção. Entretanto, a alteração das encaixantes só pode ser usada como guia 
de minério se suas relações espacial e temporal à deposição do minério são compreendidas, envolvendo questões como: 
Que tipos de alteração estão associados com que tipos particulares de depósitos? Qual a profundidade das paragêneses 
que se diferem daquelas próximas à superfície? Que tipos de mudanças se espera nas encaixantes em diferentes 
distâncias dos corpos de minério? O que podemos aprender sobre transferência de massa, geoquímica dos sistemas e 
como os minérios se formam? 
Na maior parte dos depósitos hidrotermais, pelo menos alguma alteração é contemporânea à deposição, porque os fluidos 
normalmente não depositam seus constituintes quando estão quimicamente em equilíbrio com as encaixantes. A alteração 
que precede à deposição pode ser útil na exploração se as soluções mineralizadores utilizaram os mesmos canais que as 
soluções que alteram as rochas. Relações mais nítidas com o minério podem existir se a alteração inicial aumentar a 
porosidade e permeabilidade da rocha, de tal forma a "preparar o terreno" para canalizar fluidos mineralizadores, ou se as 
paragêneses minerais de alteração inicial são capazes de quimicamente promover deposição. Entretanto, em muitos casos 
de minérios que se formam após a alteração, o minério é controlado estruturalmente por fraturamento final. 
A natureza dos produtos de alteração depende: (i) da composição da encaixante; (ii) da composição do fluido (Eh, pH, P de 
vapor das várias espécies voláteis, composição dos ânions-cátions, grau de hidrólise); (iii) da T e P nas quais a reação ocorre; (IV) 
da razão fluido/rocha em cada ponto. 
Como os processos que originam certos tipos de alteração são variados, em alguns casos sua origem deve ser investigada 
com cuidado. Alteração pode ser causada por processo de diagênese em sedimentos, por processosregionais 
metamórficos, por processos pós-magmáticos (plutônicos e vulcânicos), por processos mineralizadores (hidrotermalismo). Por 
exemplo, a alteração denominada envolvendo formação de epidoto e/ou clorita, carbonatos de Mg-Fe-Ca e, em alguns 
casos albita-ortoclásio, com ausência de metassomatismo de Ca apreciável ou extração de elementos alcalinos e alcalinos 
terrosos, com provável adição de H2O, CO2 e S, chamada de propilitização e típica da alteração hidrotermal, pode ser 
também produzida pela saussuritização de vulcânicas máficas e intermediárias durante o metamorfismo regional de fácies 
xisto verde. Pode ainda ser produzida durante o resfriamento de pilhas de basalto-andesito-dacito. 
2 - METASSOMATISMO NA ALTERAÇÃO HIDROTERMAL, TRANSPORTE DE MASSA E ZONEAMENTO 
Uma característica marcante durante a alteração hidrotermal é a formação de zoneamento, variando da escala milimétrica 
até quilômetros de extensão. O zoneamento representa diferentes estágios de transição ou tamponamento da rocha fresca 
para o veio (ou zona de maior grau de alteração) e reflete, entre outros, diferentes razões fluido/rocha. 
Os estudos sobre o assunto mostram, por exemplo, que existem períodos de alternância na deposição e extração de 
minerais, sugerindo flutuações nas suas propriedades químicas em pequenos períodos. O equilíbrio entre as rochas e o 
fluido pode ser assumido se as Vreação entre sólidos e fluido são grandes relativamente à migração de materiais por fluxo ou 
difusão. Um critério para se chegar à conclusão de que existe equilíbrio local é a não existência de fases incompatíveis. 
Mas, em alguns casos, há evidência de equilíbrio meta-estável. 
Na maioria dos sistemas hidrotermais, grande parte dos elementos são móveis. Mesmo se o processo metassomático é 
mínimo, o número de fases minerais é menor nas partes ou zonas de mais intenso grau de alteração, isto é, o número de 
componentes mobilizados é maior próximo aos veios. 
O transporte dos fluidos ou ocorre por infiltração (movimento de massa devido à fluxo de fluido) ou por difusão, ou pela 
combinação dos dois. O transporte por infiltração predomina para grandes distâncias e em uma única direção, havendo 
abrupta mudança mineralógica entre zonas. A difusão é provavelmente para movimentação em duas direções e a variação 
na composição dos minerais é mais regular. A infiltração pode predominar no ambiente de deposição (no veio por ex.) e 
difusão para fluido estagnado nos poros em pequenas distâncias. 
3 - BALANÇO QUÍMICO DE MASSA 
A quantificação de perdas e ganhos de elementos e componentes químicos, que podem ocorrer como resultado do 
metassomatismo durante a alteração hidrotermal, pode ser estimada através de estudos de balanço químico de massa. 
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Uma vez que análises convencionais consideram 100% em peso, a simples comparação de tabelas de análises químicas, 
de rochas não alteradas e seus produtos de alteração, não permite, em geral, a avaliação precisa da movimentação de tais 
componentes durante a alteração. As análises comparadas não são padronizadas para unidades de massa equivalentes, 
ou seja, as diferenças de distribuição na composição e estrutura dos componentes químicos, impostos pelo 
metassomatismo, não são levadas em conta. É pouco provável que a alteração metassomática de 100 g de uma rocha irá 
produzir 100 g de produto alterado, pois componentes de diferentes pesos moleculares podem ser trocados e o arranjo 
estrutural pode mudar da rocha fonte para o produto. Variações na densidade e sua relação com as mudanças de volume 
constituem, portanto, parâmetros fundamentais na obtenção da padronização da rocha fonte e produtos, em uma unidade 
de massa equivalente. 
4 - VARIAÇÃO DA COMPOSIÇÃO DO FLUIDO, SUA RELAÇÃO COM DIFERENTES RAZÕES FLUIDO/ROCHA: IMPLICAÇÕES PARA 
PRECIPITAÇÃO METÁLICA 
A extensão dos processos de interação fluido-rocha é geralmente expressa em termos da razão fluido/rocha (relacionada à 
massa ou volume). 
É geralmente aceito que sob condições metamórficas a composição do fluido intergranular é tamponado internamente, de 
forma que esta muda à medida que o fluido equilibra-se com as rochas que atravessa. Isso representa um caso extremo. O 
outro caso extremo ocorre quando as rochas são continuamente infiltradas por grandes quantidades de fluido advindo de 
uma fonte externa. Sob tais condições, a composição dos minerais constituintes das rochas muda, adaptando-se à 
composição do fluido. Evidentemente, na natureza, em particular em condições hidrotermais, ocorrem variações entre 
esses dois extremos. 
Considera-se que numa área de descarga focalizada de fluidos, a interação fluido/rocha não afeta significativamente a 
química do fluido. Dessa forma, na área de descarga o volume de fluido excede em muito a capacidade de tamponamento 
das rochas. Conclui-se, portanto, que sob condições de baixas razões fluido/rocha (< ~1), a composição do fluido, que 
afinal equilibra-se com a paragênese da rocha, é controlada por sua reação com as rochas, enquanto que sob condições 
de altas razões fluido/rocha (> ~1), a composição do fluido equivale à da fonte externa (ou seja, à do fluido infiltrador). Em 
razões fluido/rocha muito baixas, fluidos interagindo com rochas tornam-se essencialmente indistintos de fluidos produzidos 
pela volatilização da rocha sob as mesmas condições. 
O volume total de fluido em um sistema hidrotermal deve ser de fato bastante grande, mas o volume total é, em última 
análise, função do tempo. Em qualquer ponto no tempo, a razão fluido/rocha é limitada pela porosidade da rocha, que é 
geralmente pequena. A extensão da variação química do fluido é também dependente da Vmovimentação de fluxo ou 
movimentação do fluido hidrotermal relativamente à Vreação. 
Em muitos casos é possível reconhecer-se nítidas indicações de grandes superfícies de exposição às quais o fluido 
hidrotermal teve acesso, como finos veios, rochas porosas ou brechadas, além da alteração de grande escala das 
encaixantes e a consistente associação de um determinado tipo de alteração com a precipitação, por exemplo, de um metal 
específico. Se o principal mecanismo de precipitação metálica for o resfriamento do fluido, a mineralização deve estar 
concentrada em veios. Uma forte variação de gradiente geotermal, ao longo de um halo de alteração, também pode ser 
indicativo de que há controle da T na deposição do metal. 
A predominância de paragêneses minerais não tamponadas indica infiltração de grandes volumes de fluidos de uma fonte 
externa, sendo a composição mineralógica e química controlada pela composição do fluido. O zoneamento 
mineralógico/químico, já mencionado, pode refletir variações na composição do fluido e explicado das seguintes formas: (i) 
o fluido introduzido provém de diferentes fontes; (ii) há evolução na composição do fluido no próprio reservatório fonte; (iii) 
a variação química do fluido é resultante de sua interação com as encaixantes (alternativa mais provável). 
No caso de condições expressas em (iii), as rochas-produto alteradas, representativos de diferentes estágios de alteração 
e que estabelecem o zoneamento, podem ser encaradas como resultantes das diversas fases de alteração de um processo 
contínuo de infiltração, que representam mudanças na composição das fases sólidas que vão se adaptando continuamente 
à composição do fluido. Simultaneamente fluido vai adaptando-se à composição das encaixantes, com formação de 
paragênese simples de alteração final. O zoneamento metassomático é a principal evidência de tendência das rochas ao 
equilíbrio ou evolução química. 
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A maior parte das reações tendem a aumentar o volume das fases sólidas e esse aumento de volume, combinado com a 
precipitação de minerais nos espaços vazios, tende a diminuir a porosidade e permeabilidade das rochas. 
Conseqüentemente, o fluxo defluido decresce enquanto Pƒ aumenta, diminuindo assim a resistência das rochas e 
facilitando condições de fraturamento rúptil destas. As novas fraturas não só restabelecem o fluxo de fluido, como também 
expõem novas superfícies de rocha à reação com este. 
Diagrama esquemático indicando possível evolução de 
um regime de fluxo de fluido com o tempo. As reações de 
alteração aumentam o volume das fases sólidas, 
diminuindo a permeabilidade da rocha e a velocidade de 
fluxo. Fluxo restrito propicia aumento da Pƒ, facilitando 
fraturamento rúptil. Novas fraturas restabelecem a 
permeabilidade e a velocidade de fluxo, iniciando um novo 
ciclo de alteração. 
 
Os tipos de alteração podem ser encarados como representantes de vários estágios de um processo contínuo de 
mudanças na composição das fases sólidas, para que essas possam se adaptar à composição do fluido infiltrador. 
Simultaneamente, o fluido infiltrador evolui para se adaptar à composição das encaixantes. A harmonia desse processo 
pode ser ilustrada esquematicamente abaixo, para um sistema envolvendo hidratação, carbonatação e consumo de sódio e 
potássio: 
(I) A + ni CO2 + ni H2O → B (II) B + ni CO2 → C + ni H2O 
(III) C + ni CO2 + ni K+ → D + ni H2O + ni H+ (IV) D + ni Na+ → E + ni K+ + ni H+ 
 
 
Diagrama esquemático ilustrando possíveis relações entre a 
composição do fluido e tipos de alteração. As setas menores indicam 
as direções de movimento com aumento da relação aNa+/ aK+. As 
aMg2+ e aFe2+ são consideradas constantes. 
 
 
A, B, C, D e E representam fases sólidas. A é a paragênese metamórfica; B e C minerais do estágio inicial de alteração; D 
e E do estágio avançado (D = tipo com carbonato-moscovita; E = tipo com carbonato-albita); ni é o número de moles do 
componente n de uma reação i. A figura ilustra esquematicamente as relações dessas paragêneses quanto à composição 
do fluido. 
As rochas evoluem do estado (I) para (IV), enquanto o fluido evolui de (IV) para (I). Um fluido em equilíbrio, ou próximo do 
equilíbrio com D e E, pode reagir com C para formar mais D. Nesse processo, o fluido tende a equilibrar-se com C e D, mas 
esse mesmo fluido pode reagir com B para formar mais C e assim por diante. As rochas tendem a ganhar CO2, K+ e Na+, 
com perda de H2O e H+. Por outro lado, o fluido fica empobrecido em CO2 e metais alcalinos e enriquecido em H+. Em 
resumo, a rocha de paragênese mais evoluída encontra-se em equilíbrio com fluido em estágio o menos evoluído possível 
e vice-versa. 
O resultado final dessas interações é a tendência de formação de paragêneses simples e homogêneas, no caso 
exemplificado, com carbonato, albita e quartzo, indicando que os fluidos menos evoluídos estavam em equilíbrio com essa 
paragênese. 
O fluido considerado é hipotético e completamente consumido. Mas as fases sólidas e o zoneamento são a única evidência 
dos passos intermediários, aqui reconstruídos, em direção à formação de paragêneses mais evoluídas. 
 taxa de 
 fluxo 
 tempo 
 reação 
 fraturamento 
A 
B 
C
D 
E 
 Log XCO2 
 Log aK+/aH+ 
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5 - TIPOS DE REAÇÕES ENTRE ENCAIXANTES E FLUIDOS 
Os produtos dessas reações dependem dos tipos de reações, composição das encaixantes e da T e P do sistema. Essas 
envolvem hidratação/desidratação e metassomatismo catiônico ou aniônico. As mudanças metassomáticas podem 
envolver ou adição ou remoção de componentes. 
Os tipos de reações mais importantes são de oxi-redução, de metassomatismo alcalino ou de elementos alcalino-terrosos, 
de consumo e/ou perda de: (i) H2O; (ii) CO2; (iii) SiO2; (iv) H+; (v) S; (vi) F. 
Provavelmente o mais importante processo que ocorre durante a alteração hidrotermal é aquele de hidrólise, ou 
metassomatismo de H+. O curso da alteração hidrotermal de rochas silicáticas é controlado pelas variações na razão 
cátions/hidrogênio das soluções. Dessa forma, podem-se arranjar os tipos de alteração mineralógica em ordem 
decrescente de metassomatismo de H+, pelo menos para aqueles que mostram mudanças mínimas no conteúdo de Al. 
A hidrólise, ou reações de dissolução de bases, é definida como a reação de decomposição com água, onde H+ ou OH- é 
seletivamente consumido e a razão entre eles muda no fluido. Para os silicatos, H+ é por eles consumido e H+/OH- diminui 
no fluido. H+ vem da água ou de um constituinte ácido da solução. H+ é consumido na mesma quantidade que um cátion é 
liberado. Transforma silicatos anídricos em hidratados (micas, etc.), ajudando a tamponar o pH do sistema, afetando assim a 
solubilidade dos minerais e as relações de associação-dissociação. 
6 - ASSOCIAÇÕES DE ALTERAÇÃO HIDROTERMAL 
Os estudos relacionados aos depósitos minerais de origem hidrotermal revelam que existem paragêneses minerais 
diferentes que podem ser separadas espacial- e cronologicamente dentro de um mesmo depósito. As paragêneses 
formadas refletem T, P, composição química do fluido, composição química e mineralógica das encaixantes e tempo 
disponível para re-equilíbrio. A alteração hidrotermal pode ser expressa em função: (1) das associações mineralógicas e (2) 
das mudanças químicas, caracterizando zonas de alteração argílica, potássica, sericítica, etc. e metassomatismo de 
hidrogênio, de álcalis, flúor, boro, etc. Em termos de estilo, a alteração pode ser de grande escala, seletivamente de grande 
escala ou de pequena escala. 
É importante reiterar-se que a alteração hidrotermal envolve uma série de processos metassomáticos e reações de troca 
de íons-ânions e assim podem ser relacionados às atividades de álcalis e hidrogênio. 
Com base nos tipos de alteração listadas abaixo, para depósitos cobre pórfiros e também epitermais e outros encaixados 
em rochas silicáticas aluminosas, observa-se que o avanço da alteração é resultado da variação da razão aK+/H+ no fluido. 
Assim, com aumento do metassomatismo de H+ os processos evoluem de reações para formação de feldspato até argila. 
Envolvem paragêneses a partir, principalmente, da hidrólise dos minerais originais. No caso de depósitos pórfiros, uma 
fonte de calor (granito rico em voláteis, por ex.), invadindo encaixante próxima à superfície, faz a água meteórica descer. Esta 
esquenta e, em contato com o granito, resulta num fluido com água + NaCl + complexos clorídricos. Nos complexos 
clorídricos os metais solubilizam-se em pH ácido. Quando esse fluido oxidante começa a ascender (P gradativamente 
menor), logo os vapores são liberados (entre eles HCl) causando ebulição. Na ebulição, sais concentram-se na fase líquida, 
que fica muito alcalina, e ácidos na fase vapor. Assim, HCl é liberado e os cloretos metálicos da fase fluida passam a 
precipitar estes metais; o HCl restante, ao reagir com água e liberar H+, vai promover a lixívia (hidrólise) das rochas. Nessas 
fases mais rasas, onde as Ts são mais baixas, S-complexos passam a ter papel mais importante. Vale notar que a ordem 
de dissolução em meio ácido é: Ca, Na, K, Fe, Mg e Si. 
a) Alteração potássica (de feldspato potássico ou de mica) 
Fluidos iniciais de alta T (600-800°C), derivados da fusão magmática nos estágios finais de cristalização, resultam na 
formação de novas fases: (1) reações de troca nos feldspatos, especificamente Na por K ou K por Na; (2) mudanças na 
estrutura dos feldspatos; (3) alteração albítica; (4) alteração a microclina; (5) crescimento de micas. 
Nos sistemas pórfiros, a alteração potássica é caracterizada pela presença de feldspato potássico, com microclina ou 
ortoclásio nas porções mais profundas, e feldspato potássico de baixa T ("adulária”, que é estruturalmente indistinta de 
microclina) nos ambientes mais rasos, como em geotermais e epitermais. A persistência ou formação dos seguintes três 
minerais - feldspato potássico, biotita e moscovita (sericita) - pode definir essa paragênese. feldspato potássico e quartzo 
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são estáveiscomo minerais da paragênese original e preenchendo veios. Feldspato potássico e biotita também ocorrem 
como produto de alteração de plagioclásio e máficos das encaixantes. 
Como hematita pode ocorrer, sendo pirrotita e magnetita mais raras, presumem-se condições de altas fO2 e fS2 em T por 
volta de 500-600°C, com S na forma oxidada. Em alguns depósitos essa alteração parece ser de mais baixa T, na faixa de 
350-550°C. Na faixa de 400°C, HCl é fracamente ionizado e o pH tende a ser mais alcalino (4,1), mas à medida que o 
fluido resfria esse ácido se dissociará causando hidrólise. A alteração potássica parece ser essencialmente um processo de 
troca de K por Ca e Na, sendo comumente associada com o melhor minério em depósitos cobre pórfiros (calcopirita). 
Em ambientes tectônicos anorogênicos, as mudanças envolvem anfibólios sódicos e associações ricas em F e B. 
b) Alteração propilítica 
A alteração propilítica é também chamada saussuritização. É o halo de alteração mais espesso, formando grande faixa de 
alteração nas encaixantes em volta. É a zona de desenvolvimento de novos minerais de Ca e Mg. Caracteriza-se pela 
presença e estabilidade de dois dos seguintes três tipos de grupos de minerais: albita-oligoclásio; clorita ou septoclorita; 
epidoto e/ou clinozoisita ou zoisita; ou calcita. O componente anortítico do plagioclásio altera a epidoto e calcita, mantendo-
se albita (pode ocorrer intensa alteração albítica, clorítica e carbonática); ainda ocorre feldspato potássico. Clorita e carbonato 
geralmente substituem biotita ao longo das clivagens; epidoto e calcita podem ocorrer em grânulos finos no plagioclásio ou 
associados a montmorilonita, que substitui anfibólio. Os máficos passam a clorita e, em alguns casos, piroxênio tipo augita 
forma actinolita em estágio intermediário. Acessórios não essenciais podem ser sericita, montmorilonita, “adulária” e 
hematita. Zeólitas são menos comuns. Pirita, com ou sem calcopirita, pode estar presente em pequena percentagem. 
Outros opacos incluem magnetita, hematita, pirrotita e outros sulfetos com razões S/metal intermediárias a baixas. Zonas 
mais profundas da alteração são indicadas pela presença de feldspato potássico + sericita e disseminações de magnetita, 
calcopirita, pirita e alguma molibdenita. 
São reações de adição de H2O e CO2, e algum S, com alteração tipo hidrólise fraca a incipiente, ausência de 
metassomatismo catiônico apreciável e de dissolução de elementos alcalinos e alcalino-terrosos; a dissolução de K, Mg e 
Fe é muito pequena. Indica fraco metassomatismo, embora alguma água, CO2 e S sejam adicionados. Essa alteração é de 
maior escala em direção às zonas internas do depósito hidrotermal, isto é, em direção à fonte de calor/centro hidrotermal; 
para fora dela, mostram gradação para a encaixante não alterada. Mostra gradação para a alteração argílica. 
c) Alteração fílica ou sericítica (ou de quartzo-sericita-pirita) 
Essa zona sobrepõe-se a e contorna a alteração potássica, sendo o contato entre as duas gradacional. Esta é definida pelo 
intenso desenvolvimento desses três minerais, com destruição de máficos (incluindo biotita), plagioclásio e, em menor grau, 
feldspato potássico. Quartzo e sericita ocorrem como envelopes adjacentes a veios de quartzo com pirita e substituem 
todos os minerais originais e aqueles das fases intermediárias de alteração. Indica adição de S e Fe (pequena quantidade de 
calcopirita pode ocorrer); Fe é de fato lixiviado dos máficos para produzir pirita. A denominação "sericita" é usada para uma 
mica clara (não necessariamente branca), fina, incluindo o mineral sericita, ilita, hidromica, hidromoscovita, fengita, 
paragonita, pirofilita, flogopita, fucsita, roscoelita e um grande número de filossilicatos, além da moscovita. Nessa zona 
argilas são ausentes a raras; a zona fílica é geralmente bordejada pela zona argílica. Caracteriza remoção de Na, Ca, Ti, K 
e Mg, durante processo de metassomatismo de H+ e menos de K+, com fixação de Fe na pirita. Ela é comumente mais 
rasa e mais final em relação a potássica nos sistemas pórfiros. Altas razões S/metal são típicas. 
Sericita predomina nas porções mais internas da zona, enquanto argilas e hidromicas são mais abundantes nas partes 
externas. Sericita substitui, em grande escala, todos os minerais formando uma textura feltrosa; relictos de silicatos 
originais podem ocorrer e nas porções internas da zona feldspato potássico ainda é reconhecido. A pirita, em até cerca de 
30%, forma vênulas e disseminações granulares. Há proeminente silicificação. Seu contato com a zona argílica é 
gradacional e indistinto. 
A alteração sericítica é essencialmente resultante da desestabilização de feldspatos na presença de H+, K e S, com 
formação de quartzo, pirita e alguma calcopirita (sulfetos podem somar cerca de 20%). A associação final pode ser feldspato 
potássico, caolinita, calcita, biotita, rutilo, anidrita e apatita. Mostra gradação para a potássica com aumento do feldspato 
potássico e para a argílica com aumento de argila. Ocorre em quase todos os tipos de depósitos: dos orogenéticos de ouro 
(lode-gold) e de sulfeto maciço arqueanos aos sistemas epitermais mais jovens. 
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d) Alteração a argila 
É típica de baixas Ts, onde caolinita, haloisita, dickita, pirofilita, montmorilonita e comumente alunita se desenvolvem, 
devido a metassomatismo intenso de H+, em Ts entre 100-300°C. Estudos de depósitos cobre pórfiros, com base em 
dados isotópicos de oxigênio, indicam origem hidrotermal para as argilas, embora essas também possam aparecer em 
condições supergênicas. Localizam-se nos níveis mais altos da alteração no sistema hipogênico, acompanhadas de pirita 
em abundância e, menos comumente, hematita, calcopirita e enargita. As argilas em alguns casos se formam como 
produtos de alteração nos locais de ocorrência de plagioclásio original, na companhia de feldspato potássico e 
biotita/hornblenda da paragênese potássica, ou ainda com sericita. Plagioclásio é convertido para caolinita próximo ao halo 
de minério a para montmorilonita em posição mais distal. Feldspato potássico mostra pequena substituição por caolinita 
e/ou sericita. Pirita pode ocorrer. No geral a alteração argílica representa forte dissolução de álcalis (Na, K), embora possa 
ocorrer com feldspato potássico e biotita, acompanhada de enriquecimento em sílica. A alteração argílica pode ser 
separada em dois tipos: 
- A alteração argílica avançada é resultante de intenso ataque ácido e dissolução mais ou menos completa dos cátions 
alcalinos e destruição de feldspatos e máficos. Dickita, caolinita, barita, diásporo ou alunita são típicos. Ainda aparecem 
sericita, quartzo, pirita, turmalina, topázio, zuniita e argilas amorfas (alofana). Razões altas de S/metal são comuns. Sulfetos 
incluem enargita, digenita, covelita e pirita. Quando a dissolução ocorre acima de 300°C, associações contendo pirofilita, 
andalusita, quartzo, topázio e pirita estão presentes. Outros minerais associados são rutilo, anidrita, coríndon, zuniita, 
dumortierita, cloritóide. Alteração comum próxima a veios de metais básicos, nas partes mais interiores dos sistemas 
pórfiros e em alguns epitermais. Indica forte dissolução ácida, mas Al não é significativamente lixiviado. A maior parte dos 
minerais originais é destruída. 
- A alteração argílica intermediária é definida pela presença de montmorilonita, ilita, clorita e minerais do grupo da argila 
(caolinita, dickita, haloisita, metahaloisita, nacrita) e menos sericita; feldspato potássico pode permanecer não alterado, sendo 
K, Ca, Mg e Na não totalmente dissolvidos. Argilas amorfas podem ocorrer (alofana). Plagioclásio e a maior parte dos 
máficos é destruída, mas biotita e clorita podem persistir. Caolinita é geralmente mais associada ao minério, sendo mais 
próxima da zona fílica, que montmorilonita que aparece nas zonas mais externas. A alteração indica dissolução de Ca,Na 
e Mg e dissolução ácida moderada (ou metassomatismo de H+). 
e) Alteração a greisen 
Refere-se a uma associação com quartzo-moscovita, de grã grossa, com quantidades variáveis minerais de grã grossa 
como moscovita, feldspatos, quartzo e topázio, além de turmalina, fluorita, óxidos (cassiterita, hematita), wolframita, scheelita 
e sulfetos de Fe, Cu, Mo, Bi e sulfossais de Cu-Bi-Pb. Pode ocorrer em sistemas pórfiros continentais, sendo mais comum 
em volta de granitos colocados em sucessões argilosas/arenosas associados a mineralização de Sn e W (granitos de retro-
arco ou de colisão). A alteração é precedida por metassomatismo de Na, durante o qual H+ é produzido, dando início à 
formação do greisen. Essa envolve a desestabilização e destruição de feldspatos e biotita, formando quartzo + moscovita, 
havendo introdução de B, F, Li e formação de topázio, turmalina e óxidos. Silicificação é comum. Moscovita substitui 
preferencialmente biotita, cujos componentes liberados contribuem na formação do depósito. Metassomatismo de F e/ou B 
pode ocorrer na seqüência de eventos, com formação de extensas faixas de associação quartzo-turmalina. Também 
subseqüentemente, os tipos sericítico e argílico podem estar presentes devido ao aumento da atividade de 
metassomatismo de H+. 
f) Alteração a turmalina 
Turmalina é um mineral complexo de boro de fórmula geral: XY3Z6B3Si6O27(O,OH,F)4. onde X é Ca ou Na, Y é Mg e/ou 
Fe2+, (Al + Li) ou Fe3+ e Z é Al3+, Fe3+ ou Cr. São três membros extremos: schorlita (de Fe), elbaita (de Al e Li) e dravita (de 
Mg). A composição das turmalinas pode indicar o ambiente com o qual se originaram. A razão Fe/Mg tende a aumentar 
com aumento da distância da fonte ígnea. As turmalinas de Fe geralmente associam-se a depósitos de Sn-W tipo greisen e 
as de Mg a sulfetos maciços vulcanogênicos e tipo stratabound de W. Turmalinitos são rochas com > 15% turmalina, 
associados a depósitos exalativos em ambientes de rift. 
A alteração a turmalina está comumente ligada a magmas graníticos ricos em boro, mas boro também pode ser herdado de 
protólitos evaporíticos ou simplesmente ricos em B. Veios de turmalina-quartzo ocorrem em associação a zonas de greisen. 
Condutos de brecha com turmalina ocorrem também e podem associar-se a granitos anorogênicos ricos em W, a depósitos 
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cobre pórfiros, a veios de Sn e a condutos polimetálicos com W, Cu, Bi, As e Au. Turmalinitos estratiformes associam-se a 
depósitos de sulfeto maciço estratiformes; são interpretados com sendo de origem exalativa. 
g) Alteração a talco-carbonato e talco-clorita 
Talco hidrotermal está sendo depositado hoje no assoalho oceânico do Golfo da Califórnia, junto com argilas e sulfetos. 
Também ocorre no Mar Vermelho. A associação talco + carbonato ± magnetita é comumente encontrada em depósitos 
hidrotermais de ouro em greenstone belts arqueanos, sendo interpretada como resultante de percolação de fluidos 
metamórficos que canalizaram em grandes quebras estruturais, com quantidades volumosas de CO2 e H2O. Nessas zonas 
de falha, observam-se ainda diversos estágios de alteração a sericita, albita, esteatito e carbonato (dolomita, anquerita, 
magnesita), além de concentrações de pirita, arsenopirita e ouro. A alteração carbonática de rochas máficas também é 
comum nesses terrenos, onde as zonas de alteração são as clorítica (clorita + calcita + anquerita), carbonática (anquerita + 
siderita) e de sericita/pirita (anquerita + moscovita + quartzo + albita + pirita + ouro). Essa alteração é típica de fluidos a CO2 e 
H2O, de baixa salinidade (< 2% equivalente NaCl), a Ts entre 350-400°C e Ps de 0,8-2 kbar. 
h) Alteração a serpentina 
Os minerais antigorita, crisotilo e lizardita formam-se da alteração de olivina e piroxênio, pela introdução de CO2 e H2O: 2 
Fe2SiO4(olivina) + 3 H2O = Fe3Si2O6 6(OH)4(serpentina ou talco) + Fe2
++ OH- + H+. 
Embora a serpentinização possa ocorrer até 500°C, nas dorsais meso-oceânicas esta é de cerca de 250°C. Ocorre aí da 
alteração de rochas ultramáficas. Nos ofiolitos, os serpentinitos contêm lizardita + crisotila + brucita ± magnetita, esta última 
formada pela expulsão de Fe da olivina. Um subproduto da alteração a serpentina é a albitização e a formação de 
rodingitos. Estes são diques ricos em granada, clinopiroxênio, tremolita-actinolita, epidoto e, junto com albititos, ocorrem ao 
longo dos contatos entre serpentinitos e encaixantes. 
i) Alteração a quartzo (silicificação) 
Tipo mais comum de alteração. Pode ocorrer como quartzo de baixa T, de alta T, tridmita, cristobalita, opala, calcedônia. 
Cristobalita e tridimita são típicas de vulcânicas. Opala associa-se a depósitos de sinter (cinza silicática) e forma crostas 
coloformes. Calcedônia é o principal constituinte de chert e jasperóide (vermelho a vermelho-amarronzado). A silicificação de 
rochas carbonáticas é extremamente comum, como nos depósitos descalcificados tipo Carlin (ouro disseminado em rochas 
sedimentares). 
j) Alteração a carbonato 
Com formação de calcita, dolomita, anquerita, siderita, junto com sericita, pirita e/ou albita. É típica de envelopes de veios 
de quartzo em depósitos auríferos em greenstone belts. 
k) Alteração a escarnito 
Formação de silicatos de Ca e Mg, sendo que as associações mineralógicas finais dependem da composição da rocha 
carbonática original, se rica em calcita ou dolomita. Para o primeiro caso, predominam granadas tipo andradita e 
grossularita, wolastonita, epidoto, diopsídio, vesuvianita, clorita, actinolita. Rochas dolomíticas produzem forsterita, 
serpentina, talco, brucita, tremolita, clorita. 
l) Alteração sódica-cálcica 
Presente em sistemas pórfiros, cujos fluidos hidrotermais tiveram contribuição de águas salinas conatas (de rochas 
sedimentares ou vulcânicas marinhas); também identificada para sistemas ígneos alcalinos. Nesse tipo, o feldspato potássico 
original é substituído por plagioclásio albita-oligoclásio e/ou epidoto, e hornblenda e biotita por actinolita. Há ganho geral de 
Na e Ca e menos de Al, Mg e Ti. 
A alteração sódica-cálcica é ainda exemplificada pela associação comum de feldspato sódico com epidoto ± actinolita ± 
clorita (quartzo ± pumpeliita) em rochas alteradas por água do mar evoluída (incluindo derivados de evaporitos marinhos), 
comum nos greenstones e metagabros de associação ofiolítica são ainda descritas. 
Esse tipo de alteração é igualmente descrito para a suíte de alteração espilítica, com associações enriquecidas em Na, Ca 
ou Mg. A alteração clorítica, resultante de enriquecimento expressivo de Mg, forma-se quando a água do mar reage com as 
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rochas originais em elevada razão fluido vs rocha. Já albita, epidoto e clorita (± actinolita) formam-se onde a reação ocorre a 
menor razão fluido vs rocha. 
l) Alteração a hematita-fedspato e hematita-sericita 
Albita ou feldspato potássico com bordas de hematita fina ocorrem em depósitos da associação Co-Ni-U-Ag. Exemplos 
similares, incluindo epidoto e sericita, acompanham alguns minérios de cobre que contêm hematita na ganga e Cu nativo. 
Uma alteração similar ocorre em depósitos de óxido-Cu-U como o Olympic Dam, onde a encaixante granítica dos depósitos 
de hematita-Cu-U é substituída por uma associação com hematita-sericita-clorita. 
É possível que todos esses casos o envolveu fluido superficial salino (salmouras) de recirculação profunda, salmoura conata 
de sedimentos ou salmoura de dissolução de evaporitos. A alteração indica fluidos pobres em S, oxidados, ricos em Fe. 
IX - MINERALIZAÇÕES HIDROTERMAIS: EXEMPLOS 
DEPÓSITOS PORFIRÍTICOS 
Definição. Depósitos pórfiros são essencialmente aqueles de têm teor médio a baixo, mas grande volume de minério de 
característica disseminada, associados a intrusões comumente, mas não exclusivamente, porfiríticas rasas e/ou nas 
encaixantes adjacentes a tais intrusões.Feições diagnósticas incluem fraturamento das encaixantes e alteração hidrotermal 
de grande escala das mesmas. Constituem gigantescos sistemas hidrotermais-petrogenéticos, influenciando muitos 
quilômetros cúbicos de rocha intrusiva (stock) ou sistemas de dique e suas encaixantes. As rochas intrusivas são 
comumente félsicas a intermediárias, variando de granito a quartzo monzonito e granodiorito. Ocorrem mais raramente em 
rochas máficas, como gabro. 
São produtos de grandes sistemas hidrotermais relacionados à colocação de plútons a pequenas profundidades e seu 
subseqüente resfriamento; vai de 1 a 2 kbar, 1,5 a 4 km de profundidade na crosta, a Ts de 750-850°C O ambiente epizonal 
é o típico dos depósitos pórfiros, com colocação dos corpos em Ps semelhantes e Ts acima de 250°C mas abaixo de 500°C, 
raramente 600 a 700°C Tal fenômeno resulta no estabelecimento de permeabilidade secundária (fraturas) no plúton e nas 
encaixantes, que são repetidamente fraturadas e alteradas e que mostram que as condições físicas e químicas do minério, e 
dos minerais de alteração, mudam através do tempo de desenvolvimento do sistema, promovendo a circulação de águas de 
várias fontes através do plúton e das encaixantes. 
Os metais mais importantes são Cu, Mo e Re, sendo ainda fonte de Au, Ag e Sn. Outros subprodutos são W, Pt, Pd e Se. O 
conteúdo metálico e as associações petrogenéticas dos depósitos pórfiros são diversos. São definidos subtipos com base nos 
metais essenciais ao potencial econômico do depósito. Os mais importantes são os de Cu, Cu-Mo, Cu-Au, Au, Mo, W-Mo, 
Sn, Sn-Ag, Ag. 
A forma dos depósitos individuais é variável, podendo ser irregular, oval, sólida, cilíndrica. Corpos individuais de minério 
podem medir centenas de milhares de metros em três dimensões. São em geral zonados, com centro estéril circundado por 
pirita estéril com ou sem veios, escarnitos, zonas de substituição e depósitos epitermais. Dominam veios, conjuntos de 
veios, stockworks, fraturas e zonas fraturadas, brechas, falhas de distensão estruturas de dilatação importantes. 
Alteração hidrotermal (vide Figuras 17 e 18). Ocorre em certos domínios das rochas, de forma focalizada ou centrada em 
canais ou zonas de movimentação de fluido. Em rochas máficas ricas em Fe e Mg, biotita (± menos hornblenda) é o 
mineral dominante da zona potássica, enquanto feldspato potássico predomina nas félsicas. Em encaixantes carbonáticas, 
granada e diopsídio são abundantes. Em ambientes mais oxidantes, pirita, magnetita (± hematita) e anidrita são comuns, 
enquanto pirrotita aparece nos reduzidos. Nos sistemas a Sn e W-Mo e em alguns de Mo, ocorrem minerais com F. Nesses, 
a mineralização associa-se com quartzo, topázio, fluorita, sericita, sendo a alteração propilítica rica em clorita e sericita. 
A alteração típica, relacionada a rochas quartzo-monzoníticas, inicia-se com metassomatismo alcalino (geralmente 
potássico, mas pode ser sódico), dentro e em volta do corpo porfirítico, constituindo o centro da alteração potássica que 
mostra gradação para alteração propilítica mais difusa. Essa zona contém quartzo + feldspato potássico + biotita + sericita + 
anidrita + pirita + calcopirita + bornita ± magnetita ± molibdenita, considerada como originada de fluidos magmáticos 
tardios. As outras zonas de alteração incluem a propilítica, sericítica e argílica, já descritas anteriormente. Turmalina pode 
ser uma fase importante em alguns depósitos, inclusive formando os chamados condutos de brecha a turmalina, além de 
ocorrer nas 4 zonas de alteração. A sílica também é importante, ocorrendo como: veios e vênulas de quartzo; como jasper 
e/ou calcedônia, substituindo silicatos e rochas encaixantes carbonáticas. 
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Texto preparado por Profa. Lydia Maria Lobato – Dept. Geologia – IGC – UFMG 
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Os padrões de mineralização e alteração hidrotermal em depósitos pórfiros relacionam-se entre si. De forma geral, a parte 
central mais profunda dos depósitos é caracterizada por mineralização disseminada ou microvenulada e alteração potássica 
(quartzo-biotita ± feldspato potássico-anidrita). As razões Cu/Fe são altas e uma zona no núcleo de baixo teor em conteúdo 
total de sulfetos pode estar presente. As zonas mais profundas tendem a conter magnetita, actinolita, epidoto, clorita e 
talvez albita, como minerais de alteração. Para fora e para cima dessa zona, a razão Cu/Fe no total dos sulfetos diminui e a 
zona potássica dá lugar a fílica (quartzo-sericita-pirita). Nesta, a mineralização ocorre exclusivamente em vênulas e a 
quantidade total de sulfetos atinge seu máximo. Essas zonas são contornadas por uma larga zona difusa de alteração 
propilítica (clorita-epidoto-carbonato), que pode ser interrompida localmente por zona de alteração argílica intensa 
(quartzo-caolinita-clorita). Se presente nessas zonas mais externas, a mineralização ocorre em discretos veios esporádicos, 
que podem em alguns casos conter algum Pb, Zn e metais preciosos, além do Cu. Em resumo: 
• A mineralização de Cu é, em grande parte, localizada em fraturas ou veios e aparentemente sincrônica com o 
desenvolvimento de alguns tipos de produtos de alteração, que não sejam os sulfetos. 
• A alteração hidrotermal é um processo complexo que evolui com o tempo em grandes volumes de rocha, encaixantes e 
plúton, comumente transgredindo contatos litológicos. 
• Aparentemente a alteração nos depósitos pórfiros parece progredir junto com e, possivelmente em função da, evolução 
contínua de permeabilidade de fratura, nas encaixantes e no plúton. 
• A composição mineralógica das encaixantes e plútons exercem um controle pronunciado na composição dos minerais de 
alteração, durante os estágios iniciais. Em estágios mais finais, com muito fraturamento, a composição das soluções parece 
controlar a composição das paragêneses de alteração (reações não tamponadas). 
Fluidos hidrotermais. Dados de isótopos estáveis mostram que as biotitas hidrotermais têm uma composição magmática, 
mas interação com fluidos meteóricos também ocorre. As argilas e sericita apresentam variações típicas de latitude, 
indicando sua origem essencialmente meteórica. Os fluidos magmáticos são inicialmente liberados das intrusões porfiríticas 
a Ts entre 750-450°C e em profundidade de 5 a 1 km. Sua ação é limitada às partes apicais da intrusão e áreas 
imediatamente próximas. Esses fluidos são então diluídos por fluido meteórico, por convecção, em Ts de 450-250°C e 
profundidades de 1 a 0,5 km. O estudo de inclusões fluidas indica a existência de três tipos de fluidos: (1) hipersalinos, com 
até 40% equivalente em NaCl e com Ts de homogeneização de 750°C; (2) de alta salinidade (10 a 25%), com Ts entre 600-
250°C; (3) de baixa salinidade, com menos de 10% e de Ts de 400-200°C Os primeiros são essencialmente magmáticos, 
com muitas indicações de ebulição. Em resumo, os primeiros fluidos são magmáticos, que ascendem e circulam através da 
intrusiva e das encaixantes. Quantidades cada vez maiores de água meteórica, em estado de convecção, são atraídas para o 
sistema, até predominar completamente. A permeabilidade das rochas controla o acesso de fluidos. 
Os padrões de T e salinidade, através de estudos de inclusões fluidas, traduzem o padrão zonado da alteração-
mineralização. As inclusões de mais alta T (até 700°C) e salinidade (até 60% em álcali-cloretos) caracterizam a parte 
central dos sistemas. Essas decrescem tanto em função da distância da zona central, como do tempo durante o processo de 
mineralização. 
Evidências de processo de ebulição são encontradas comumente para as fases de mais alta T (> 400°C). No geral, as 
inclusões mostram deposição do minério a partir de fluidos salinos (30 a 60% equivalente NaCl), de 250 a 500°C, 
geralmente efervescentes. 
Estudos de isótopos de oxigênio indicam que a alteração