RECURSOS GEOLÓGICOS

ESTUDO DA FORMAÇÃO DE MINERAIS

CARACTERIZAÇÃO DOS AMBIENTES E PROCESSOS DE FORMAÇÃO

2º ANO ENG. GEOLÓGICA E DE MINAS – 2008

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ESTUDO DA FORMAÇÃO DE MINERAIS Índice 1.Introdução 2.Termometria Geológica

2.1 Medições directas 2.2 Pontos de Fusão 2.3 Pontos de Inversão 2.4 Dissociações 2.5 Exsudações 2.6 Alteração das Propriedades Físicas 2.7 Recristalizações 2.8 Inclusões Fluidas 2.9 Minerais Indicadores de Temperatura 2.10 Isótopos estáveis

3.Formação dos Minerais

3.1 Cristalização dos Magmas 3.2 Sublimação 3.3 Destilação 3.4 Evaporação e Sobressaturação 3.5 Reacções de gases sobre outros gases, líquidos ou sólidos 3.6 Reacções de líquidos sobre outros líquidos ou sólidos 3.7 Precipitação por Bactérias 3.8 Deposição Coloidal 3.9 Metamorfismo 3.10 Deposição em espaços abertos e substituição metassomática 3.10.1 Precipitação em espaços abertos 3.10.2 Substituição metassomática

4. Estabilidade dos Minerais

4.1 Condições da alteração e tipos 4.2 Alteração Deutérica

5. Bibliografia

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Estudo da formação de minerais 1.Introdução O estudo dos jazigos minerais baseia-se, fundamentalmente, na paragénese e na sucessão dos minerais que o constituem; como se viu, são estas duas características intrínsecas a considerar em primeiro lugar na caracterização de qualquer jazigo mineral. Impõe-se, portanto, estudar os minerais em si e nas respectivas associações naturais antes do estudo dos jazigos. A formação de qualquer mineral e mesmo de qualquer associação mineral é caracterizada pela temperatura e pressão ambiente em que se originou. Todavia, aqueles factores físicos podem variar entre limites latos para uma espécie mineral e mais latos ainda para uma dada paragénese. Outro aspecto essencial na formação de um mineral é a presença dos “nutrientes” necessários à sua formação (quais os elementos químicos presentes e quais as respectivas quantidades disponíveis no ambiente?). Quanto ao último aspecto, a presença de determinados elementos químicos depende, essencialmente, de três factores: - da origem: magmática juvenil, magmática por fusão de rochas pré-

existentes, da lixiviação de rochas, de desagregação mecânica - do transporte: sem transporte (autóctones) e com transporte (alóctones) - do mecanismo de concentração: físico, químico, mecânico ou misto A temperatura de formação dos minerais deve variar entre mais de 1200 ºC e poucas dezenas de graus negativos, e a pressão, provavelmente, entre 20000 atmosferas e a pressão à superfície da Terra (Ramdohr in Freund, 1966 p. 203). Se estas condições físicas podem ser reproduzidas de modo satisfatório no laboratório, está-se porém longe de reproduzir todas as associações paragenéticas e muito menos tirar conclusões sobre o modo como aquelas determinam a formação das associações naturais. Não obstante estas limitações, a temperatura de formação dos minerais e das respectivas associações pode ser inferida, frequentemente, com certa precisão por meio dos chamados termómetros geológicos que podem basear-se em medidas directas, pontos de fusão e de inversão, dissociações e exsudações, alteração de propriedades físicas, recristalizações e inclusões fluidas. Todas as interpretações baseadas nestes fenómenos têm de se revestir de enorme cuidado visto serem facilmente susceptíveis de erro. Daí o ser preferível, frequentemente, fazer-se simplesmente ideia da temperatura aproximada de formação das associações minerais pela identificação dos chamados minerais tipomórficos ou indicadores de temperatura e de texturas tipomórficas.

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Este último procedimento, embora seja mais prudente e deva ser seguido quando não se tenha suficiente experiência para recorrer aos termómetros geológicos, deve também ser seguido com cuidado, principalmente quando se trate de paragéneses raras. O significado termométrico dos minerais tipomórficos será tanto mais preciso ou convincente quanto mais numerosos forem numa dada paragénese. Não menos importante que a influência da temperatura e da pressão é processo de formação dos minerais. Não obstante este se processe sob a influência directa daquelas, um mesmo processo pode originar minerais dentro duma gama vasta de temperatura e pressões. Se interessa o estudo das condições de formação dos minerais, interessa também conhecer o respectivo domínio de estabilidade, visto este ser muito variável de mineral para mineral. O processo de formação e as condições de temperatura e pressão em que se originaram os minerais ficam, por assim dizer, impressos na respectiva textura e estrutura que, por isso, têm tão grande importância no estudo dos jazigos minerais. 2.Termometria Geológica 2.1 Medições directas Este método só é aplicável às lavas, fumarolas e nascentes quentes; dá indicação sobre as temperaturas máximas a que se podem ter formado os minerais constituintes das lavas e os originados pelas fumarolas e nascentes quentes e que se depositaram nas cavidades por onde os gases e as águas brotam à superfície da Terra ou nas proximidades imediatas. Para as lavas basálticas têm-se registado temperaturas superiores a 1300 ºC que diminuem, todavia, com o aumento da acidez das lavas. Os trabalhos de T. A. Jager, em Kilauea (Havai), provaram que aquelas temperaturas elevadas (1350 ºC) só se verificavam à superfície da lava líquida, através da qual se escapavam gases em combustão; cerca de um metro abaixo daquela superfície, a temperatura das mesmas lavas baixava para 850 e 750 ºC (Shand, 1943, p.68). Mesmo a estas temperaturas mais baixas, porém, a cristalização da lava já se pode ter iniciado como mostra o facto de se terem encontrado cristais, bem desenvolvidos, de augite e de leucite em lavas perfeitamente fluidas do Vesúvio. Minerais tais como a cromite, quando segregada em magmas básicos, devem cristalizar dentro do intervalo de temperaturas correspondente à formação das rochas básicas.

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Para os gases das fumarolas têm-se registado temperaturas desde cerca de 650 ºC até 100 ºC e, por vezes menos, consoante as relações entre as fumarolas e as erupções vulcânicas. Assim, as indicações termométricas destas são talvez ainda menos precisas que as das lavas. Os minerais que se têm apontado como produtos sublimados das fumarolas são bastante variados e compreendem magnetite, pirrotite, pirite, galena, leucite, augite, etc. As águas termais apresentam à superfície temperaturas que vão até à do ponto de ebulição da água e, relacionadas com elas, observam-se depósitos de opala, gesso, cinábrio, antimonite, enxofre, etc. As observações directas de temperaturas não oferecem, portanto, grandes possibilidades como termómetros geológicos; todas fornecem, como se disse, valores que têm de ser considerados máximos e cuja correcção não é simples. 2.2 Pontos de Fusão Este método baseia-se na determinação laboratorial dos pontos de fusão dos minerais; dá, portanto, valores máximos ou seja o limite superior do intervalo de temperaturas a que se podem ter formado os minerais. Deve atender-se a que os minerais, na natureza, se formam a partir de fluidos complexos, em que a presença de substâncias diversas dissolvidas e de outras voláteis deve acarretar um abaixamento dos pontos de fusão; a pressão deve exercer também uma certa influência, embora menos importante tanto mais que no estudo dos sistemas químicos naturais se tem de considerar mais intervalos de fusão do que pontos de fusão. Na prática, a utilização dos pontos de fusão também não se tem revelado de grande interesse, dado que os minerais têm, em regra, temperaturas de fusão mais elevadas que as respectivas temperaturas de formação e não sofreram fusão durante o processo de formação dos respectivos jazigos. 2.3 Pontos de Inversão O método que se baseia nos pontos de inversão, isto é, na passagem de uma fase a outra, quimicamente idêntica mas cristalograficamente distinta (formas polimórficas) é de utilização mais generalizada porque a influência da pressão é bastante mais reduzida e muitas inversões verificam-se a temperaturas bem definidas e referenciáveis com relativa facilidade. Uma das inversões mais conhecidas e importantes é a do quartzo β (hexagonal, classe trapezoédrica) em quartzo α (romboédrico, classe trapezoédrica trigonal) que se verifica a 573 ºC. Alguns sulfuretos apresentam, semelhantemente, inversão entre duas formas polimórficas, que se dá a temperatura mais ou menos bem definida. No caso

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em que ao mineral de alta temperatura, sempre de simetria mais elevada, corresponde simetria cúbica, o exame da anisotropia pode dar indicações sobre a temperatura de formação. Assim, se o mineral apresenta anisotropia uniforme é porque se formou abaixo da temperatura de inversão e se, pelo contrário, apresenta anisotropia irregular é porque se formou acima daquela. 2.4 Dissociações Este método baseia-se no estudo dos minerais que a dada temperatura libertam constituintes voláteis, como sejam os zeólitos em relação à água de constituição; porém, a temperatura destas dissociações é fortemente influenciada pela pressão. Fornece, pois, indicações sobre a temperatura máxima de formação dos minerais. 2.5 Exsudações Baseia-se este método naqueles minerais que originam soluções sólidas que, a determinadas temperaturas mais baixas, deixam de ser estáveis, dando-se a separação dos constituintes da solução sólida com consequente formação de texturas de exsudação. Este método dá a temperatura inferior do intervalo de formação da solução sólida, isto é, o limite inferior do domínio de estabilidade desta; deve notar-se, todavia, que nem sempre é fácil determinar as texturas devidas realmente a fenómenos de exsudação e que a temperatura de exsudação varia com a concentração do material dissolvido. Um exemplo típico deste fenómeno é a exsudação da calcopirite na blenda que se dá a 550 ºC. A interpretação das texturas de exsudação baseia-se sobretudo em experiências laboratoriais e dada a frequência com que se observam aquelas a respectiva importância como termómetros geológicos aumentará certamente com o desenvolvimento das experiências laboratoriais. 2.6 Alteração das Propriedades Físicas Alguns minerais sofrem modificações, facilmente reconhecíveis, de certas propriedades físicas sob a influência da temperatura. É o caso, por exemplo, dos halos pleocróicos da biotite que são destruídos a 480 ºC, do quartzo fumado e ametista que perdem a cor entre 240 e 260 ºC, o mesmo acontecendo com a fluorite a cerca de 175 ºC. Estas observações fornecem, portanto, indicações sobre a temperatura máxima de formação dos minerais. 2.7 Recristalizações Este método baseia-se na propriedade que têm alguns minerais de sofrerem recristalizações a temperaturas particulares. Aplica-se sobretudo aos elementos nativos, permitindo distinguir se são de origem supergénica ou hipogénica.

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2.8 Inclusões Fluidas O fundamento deste método (no momento da sua formação cada cavidade encontra-se completamente preenchida por uma só fase, fluida, surgindo a fase gasosa durante o arrefecimento por retracção) foi estabelecido há mais de um século por Sorby, mostrando que a temperatura de formação dos cristais podia ser deduzida da concentração sofrida pelos fluidos inclusos nas cavidades dos cristais, supondo-se que tais fluidos teriam primitivamente preenchido de modo total as cavidades que os encerram. As temperaturas de formação dos cristais são determinadas aquecendo os cristais até que a dilatação do fluido provoque a decrepitação daqueles, daí o chamar-se a este método, também, decrepitação. Por vezes, tais inclusões fluidas mostram pequenos cristais de sais; o estudo da temperatura de formação destes cristais do fluido das inclusões, também tem sido utilizado para a determinação da temperatura mínima a que teriam sido encerradas as inclusões fluidas. Este método tem sido estudado em profundidade nos últimos anos e a respectiva aplicabilidade é, em princípio, muito simples pois só exige um microscópio equipado com platina de aquecimento. Na prática, no entanto, apresenta dificuldades pelo que diz respeito à introdução de uma correcção para o factor pressão e na distinção entre inclusões primárias e secundárias. Na verdade, tem que se ter em conta que nem todas as inclusões correspondem a inclusões contemporâneas da formação do mineral que as inclui e que, por vezes, são susceptíveis de deslocamento ao longo de alinhamentos estruturais dos cristais, movendo-se de vacúolo para vacúolo. Não obstante estas dificuldades, o método tem vindo a generalizar-se e a tornar-se preponderante no estudo térmico da formação dos jazigos minerais. Exige, contudo, que as observações incidam sobre amostras bem referenciadas quanto à geometria e história dos respectivos jazigos. 2.9 Minerais Indicadores de Temperatura Além dos termómetros geológicos, baseados nos fenómenos e determinados pelos métodos referidos, recorre-se com muita frequência aos chamados minerais tipomórficos ou indicadores de temperatura que, embora constituam por assim dizer termómetros geológicos grosseiros, podem ser de grande auxílio desde que a respectiva utilização seja criteriosa. São minerais indicadores de temperatura aqueles que se formam a temperatura conhecida ou aqueles que ocorrem com certa constância associados a minerais reconhecidos como de alta, média ou baixa temperatura de formação. Estes últimos são chamados minerais termométricos auxiliares.

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Deve ter-se em atenção que um mineral de alta temperatura pode aparecer associado a minerais de baixa temperatura devido a condições anormais de formação e vice-versa. Assim, por exemplo, a pirrotite, mineral característico de alta temperatura, pode formar-se em certas circunstâncias a baixa temperatura. É, portanto, indispensável o maior cuidado com a atribuição de uma dada gama de temperaturas a uma certa associação mineral e a validade de uma tal atribuição depende mais da convergência de toda uma série de observações que simplesmente da presença de tais ou tais minerais. É necessário ter em conta os possíveis termómetros geológicos, os dados experimentais e o ambiente geológico do jazigo para que as considerações térmicas se reconheçam de interesse. No Quadro 1 apresentam-se os minerais tipomórficos mais comuns, ordenados tentativamente segundo temperaturas decrescentes de formação (Bateman, 1950, p.40). 2.10 Isótopos Estáveis A composição (ou a distribuição da composição) isotópica de determinados minérios, em particular do S na pirite, é utilizada frequentemente para estimar ambientes de formação, sob o ponto de vista do processo ou da termometria, de determinados jazigos; é o caso dos jazigos da Faixa Piritosa Ibérica (FPI), onde já existem centenas de medições isotópicas (δ 34S - %o) efectuadas na pirite, calcopirite, blenda e barita. Na FPI, os resultados permitem distinguir jazigos autóctones, para-autóctones e alóctones, permitem diferenciar a contribuição magmática da contribuição biogénica dos isótopos de S e permitem, ainda, definir zonas distintas, isotopicamente, dentro de um mesmo jazigo (stockwork, minérios bandados, tecto, muro, zona intermédia) Nota: o S tem 4 isótopos estáveis sendo de particular interesse a relação S34/S32, donde resulta T ≈ 200 ºC fraccionação pirite/galena ≈ 4.6 % e blenda/galena ≈ 3 % A composição isotópica das águas apresenta-se, também, como uma ferramenta hidrogeológica extremamente importante na resolução de problemas específicos relacionados com a avaliação de recursos hídricos (ex. recursos geotérmicos) de determinada região. Neste caso os isótopos mais usados são o oxigénio-18, o deutério e o trítio. As determinações isotópicas, quando utilizadas em paralelo com análises geoquímicas convencionais, fornecem informação essencial no que respeita à origem e “idade” dos fluidos geotérmicos, áreas de recarga, sistemas de fluxo subterrâneo e misturas de águas com diferentes temperaturas.

Nas figuras anexas apresentam-se alguns resultados isotópicos dos jazigos de sulfuretos polimetálicos da FPI.

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3.Formação dos Minerais A formação de minerais é, sem dúvida, controlada de modo importante pelas condições físicas, temperatura e pressão, e por isso se começou por examinar os métodos que podiam fornecer elementos sobre a temperatura de formação daqueles e, subsidiariamente, se apontou a acção da pressão, já que o estudo da influência desta apresenta grandes dificuldades. Porém, a formação dos minerais, embora controlada por aquelas condições físicas, pode processar-se por modos diversos que se vão passar em revista. 3.1 Cristalização dos Magmas Um magma é definido como um banho de fusão silicatado e compreende toda a matéria rochosa natural fluida constituída, fundamentalmente, por uma fase líquida com a composição de um banho de fusão silicatado. Pode, pois, considerar-se, essencialmente, como um líquido formado pela fusão de silicatos. Deste modo, a cristalização dos minerais, a partir daquele, opera-se do mesmo modo que a partir de uma solução aquosa; quer dizer, atingida a saturação do magma para um dado mineral, este começa a cristalizar desde que a temperatura do magma, para a pressão dada, seja inferior à temperatura de fusão mínima daquele mineral (Bateman, 1950, p.29; Tatarinov, 1955, p.34). A cristalização de minérios a partir de um magma pode dar lugar a concentrações originando jazigos de cromite, apatite, titano-magnetite, etc. O processo é mais complexo do que se pode deduzir deste simples enunciado e a ele se voltará com mais pormenor. 3.2 Sublimação O desenvolvimento de calor que acompanha a actividade vulcânica causa a volatilização de algumas substâncias que se libertam conjuntamente com gases, sob a forma de vapores. Estes dão facilmente origem à deposição de sublimados por contacto com as paredes frias das crateras e das fendas por onde se libertem os gases e os vapores que originam as fumarolas. Por este processo se origina a deposição do ácido bórico, posteriormente transformado em bórax, na dependência de certas fumarolas e, sobretudo, os jazigos vulcânicos de enxofre, enxofre das solfataras. 3.3 Destilação Supõe-se que seja um processo de destilação lenta de matérias orgânicas que está na origem do processo que conduz à formação dos jazigos de petróleo e de gás natural. É esta a opinião, pelo menos, de alguns especialistas de jazigos petrolíferos.

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3.4 Evaporação e Sobressaturação É este o processo responsável pela precipitação de minerais a partir da evaporação de salmouras (“brines”). A evaporação intensiva da água das salmouras conduz à sobressaturação das substâncias dissolvidas que, pelo facto de constituírem soluções iónicas estáveis mesmo para valores elevados de pH (substâncias com potencial iónico inferior a 3), só precipitam por evaporação intensa do dissolvente, daí a designação que geralmente lhes é atribuída de evaporitos. São exemplos característicos os depósitos salíferos de sais de Na, K e Mg; no entanto, o mesmo processo pode dar origem a outros tipos de jazigos tais como os de nitratos e de boratos e cobre dos desertos de Atacama, Tarapoca e Antofagasta, no norte do Chile, cuja origem é atribuída à evaporação de águas subterrâneas transportando, em solução, aquelas substâncias. 3.5 Reacções de gases sobre outros gases, líquidos ou sólidos A actividade vulcânica é acompanhada de libertação de importantes quantidades de gases e vapores que depositam compostos sulfúreos dos metais básicos (Cu, Pb, Zn) e de molibdénio, magnetite, quantidades importantes de cloretos e fluoretos, boratos, enxofre, etc. Como não há intervenção de soluções líquidas, a formação daquelas substâncias têm de resultar de reacções entre os diferentes gases e vapores presentes (Bateman, 1950, p.29; Tatarinov, 1955, p.35). São exemplos de reacções daquele tipo, a reacção do ácido sulfídrico com o anidro sulfuroso, originando a deposição de enxofre nativo

2 H2S + SO2 3 S +2 H2O e a reacção do cloreto férrico com o vapor de água, para dar origem à hematite

Fe2Cl6 + 3H2O Fe2O3 + 6 HCl Como exemplo de reacções de gases sobre líquidos pode citar-se o caso frequente da precipitação de sulfureto de cobre, a partir das águas de mina sulfatadas, pelo ácido sulfídrico

H2S + Cu SO4 H2SO4 + CuS

Reacções deste tipo tanto se podem verificar a alta como a baixa temperatura. De todas as reacções, em que intervêm gases, as mais importantes são, contudo, as que se verificam sobre substâncias sólidas, sobretudo no caso

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de estas serem quimicamente activas, como é o caso das rochas carbonatadas. Este processo dá origem, tipicamente, a silicatos cálcicos, sulfuretos e óxidos de diferentes metais em resultado da acção da emanações magmáticas sobre os minerais das rochas percoladas, particularmente importante no caso de estas serem calcárias. A deposição dos minerais resultantes destas últimas reacções realiza-se sobretudo por substituição metassomática, distinta da substituição química. 3.6 Reacções de líquidos sobre outros líquidos ou sólidos As reacções de líquidos sobre líquidos ou sólidos estão na base da formação de numerosos e importantes jazigos minerais. Quer as soluções hipogénicas, de origem magmática ou outra, quer as soluções supergénicas, produzidas pelas águas superficiais, transportam quantidades importantes de substâncias minerais que se podem depositar em resultado da mistura de soluções de natureza diferente. Esta deposição é regida, normalmente pela Lei de Nernst, segundo a qual a solubilidade de um sal diminui em presença de um outro sal com um ião comum, mas pode também resultar simplesmente da diluição de uma solução concentrada pelas águas superficiais. Neste último caso são precipitados os metais transportados sob a forma complexa. A mistura de soluções diferentes pode também originar a precipitação de substâncias por redução e por oxidação. Mais importante ainda, para a formação de concentrações minerais, são as reacções entre soluções e substâncias sólidas que se podem dar entre as soluções e os minerais por elas depositados ou entre aquelas e os minerais das rochas através das quais percolam as soluções. Originam-se reacções de troca em que têm papel de relevo os fenómenos de metassomatismo. 3.7 Precipitação por Bactérias A deposição de substâncias minerais por bactérias e outros microorganismos é conhecida de há muito e a fixação do ferro, sob a forma de hidróxido de férrico, por bactérias está bastante estudada. Contudo, são recentes os estudos para outros minerais que, aliás, adquirem particular interesse em face da possibilidade de lixiviação bacteriológica de jazigos pobres de cobre e de urânio. O papel desempenhado pelos microorganismos e outros seres orgânicos na fixação de metais (Routhier, 1963, p.388) pode revestir aspectos diversos, embora nem sempre bem elucidados:

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- Acção indirecta influenciando o pH do meio (sílica, ferro, manganês), - Assimilação de metais e restituição depois de mortos (urânio) - Fornecimento do enxofre indispensável para a formação dos sulfuretos

metálicos, quer por redução bactérica dos sulfatos, quer por cisão bactérica da matéria orgânica com libertação de azoto, fósforo, enxofre, etc.

3.8 Deposição Coloidal A concentração de substâncias a partir de soluções coloidais é frequente e importante pois numerosos minerais e metais, que são fracamente solúveis na água, dão facilmente soluções coloidais como seja (Tatarinov, 1955, p.37) por exemplo, sílica, alumina, ferro, manganês, níquel, etc. Dos diversos sistemas coloidais ou dispersos, que se conhecem, tem particular importância sob o ponto de vista da formação de jazigos minerais, o sistema sólido-líquido, em que o sólido constitui a fase dispersa e a água a fase dispersante. Um tal sistema constitui um sol (suspensóide) quando a fase dispersante domina largamente a fase dispersa, um gel no caso contrário, e uma pasta ou massa quando a predominância da fase dispersa é tal que representa, praticamente a massa do sistema. São representativas deste último as argilas plásticas (Manos, 1958, p.166). Os soles podem ser de dois tipos: hidrófilos quando existe uma forte interacção entre as partículas da fase dispersa e as moléculas de água, e hidrófobos quando não existe aquela interacção. Estes últimos são menos estáveis e, portanto, mais facilmente precipitados; por outro lado, os primeiros, quando precipitados por qualquer mudança física, são em geral reversíveis enquanto os últimos não. Como exemplo de substância originando soles hidrófilos pode citar-se a sílica e de substâncias dando soles hidrófobos o hidróxido de alumínio. Evidentemente, não existem limites precisos entre aqueles tipos de sistemas dispersos sólido-líquido, nem entre estes tipos de soles. As partículas coloidais apresentam-se electricamente carregadas, facto que resulta da adsorção de iões do líquido ou da ionização directa das próprias partículas coloidais. Assim, as cargas dos colóides de hidróxido de alumínio e de hidróxido férrico são positivas, enquanto os de sílica, hidróxido ferroso, dióxido de manganês hidratado, colóides húmicos e soles de sulfuretos têm cargas negativas. Os colóides podem ser produzidos por duas vias diferentes: por fragmentação de partículas sólidas até dimensões coloidais (como sucede durante a preparação do tratamento mineralúrgico por flutuação em Neves-Corvo) ou por aglomeração de partículas moleculares ou iões até às mesmas dimensões. É este último processo que parece originar a maior parte dos colóides naturais.

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A carga eléctrica das partículas coloidais influencia profundamente a estabilidade dos sistemas coloidais. Assim, para que se mantenham exigem uma certa concentração de electrólitos; porém, quando esta concentração é demasiada provoca a floculação dos colóides. Deve-se a este facto a acção floculante da água do mar para a maioria dos colóides. São processos importantes, intervenientes na deposição dos colóides (Rankama & Sahama, 1950, p. 233): - precipitação de colóides dissolvidos, - floculação de colóides por acção de electrólitos, - floculação de colóides por interacção de soles com cargas eléctricas

opostas, - adsorção iónica e troca de bases. O primeiro processo depende do pH e do Eh do meio, enquanto os restantes da adsorção. Esta pode ser de dois tipos: adsorção física ou de Van der Waals e adsorção química. A adsorção física caracteriza-se por fracos calores de adsorção e por fraca ligação do adsorvido ao adsorvente; a adsorção química, pelo contrário, apresenta altos calores de adsorção e forte ligação química, de valência, entre adsorvido e adsorvente. As ligações de valência, que se verificam no segundo caso, podem resultar da ligação a valências livres à superfície das partículas coloidais ou da substituição de catiões e aniões. Este último caso tem grande importância nas argilas, onde os fenómenos de trocas de bases são frequentes. B. Mason (1958, p. 169) esquematiza do seguinte modo os princípios que dirigem os fenómenos de adsorção: - a taxa de adsorção aumenta inversamente ao tamanho das partículas

adsorventes e, portanto, directamente, à área total destas; - a adsorção é favorecida quando o adsorvido forma um composto de fraca

solubilidade com o adsorvente (é exemplo a adsorção do anião PO43- pelo

hidróxido férrico); - a taxa de adsorção de uma substância de uma solução aumenta com a

respectiva concentração nessa solução; - os iões mais fortemente carregados são mais facilmente adsorvidos que

os iões fracamente carregados. É por adsorção que numerosos iões são removidos das águas naturais, entre estes iões de elementos biologicamente muito perigosos, como sejam de Cu, Se, As, Pb que são fornecidos em quantidade tal pelos processos de meteorização que, se não fossem eliminados por fenómenos de adsorção, acabariam por envenenar as águas do mar. É ainda em consequência destes fenómenos que se nota a concentração de iões complexos de P, As e Mo, por exemplo nos minérios sedimentares de

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ferro e de manganês. Também a transformação de montmorilonite em ilite se deve à adsorção, por aquela, do ião potássio. 3.9 Metamorfismo Os processos metamórficos têm de ser considerados geradores de concentrações minerais porquanto os respectivos agentes (fundamentalmente, pressão, temperatura e água) actuam sobre os minerais, provocando recombinações de outros minerais estáveis sob as novas condições físicas. São exemplo de tais concentrações, jazigos de granadas, grafite, silimanite, alguns dos asbestos, etc. 3.10 Deposição em espaços abertos e substituição metassomática A deposição dos minerais, qualquer que seja o processo gerador deles, pode resultar de precipitação em espaços abertos ou de substituição metassomática. Qualquer daqueles tipos de deposição é extremamente importante na formação dos jazigos minerais e se podem ocorrer isolados, é frequente a associação mútua; por exemplo, o enchimento por precipitação de uma cavidade pode ser acompanhado por substituição metassomática nas rochas que constituem as paredes daquelas cavidades. 3.10.1 Precipitação em espaços abertos O enchimento de cavidades por precipitação consiste na deposição de minerais, nas cavidades das rochas, a partir de soluções aquosas; estas são em geral hidrotermais mas também podem ser frias e de origem meteórica. Qualquer tipo de cavidades nas rochas pode tornar-se sede de uma deposição de minérios; Bateman (1942, p.119) apresenta a seguinte classificação para as cavidades: - cavidades originais (contemporâneas das rochas que as contêm):

1. poros 2. vacúolos 3. cavidades em rochas conglomeráticas 4. fendas de arrefecimento ou fendas de contracção

- cavidades subsequentes ou induzidas: 1. fracturas com ou sem movimento 2. cavidades provenientes de laminagem (“shearing cavities”) 3. cavidades devidas a enrugamento e ondulações

a. cavidades em sela (“saddle reefs”) b. cavidades nas zonas axiais das dobras (“pitches” e “flats”) c. fracturação anticlinal e sinclinal

4. cavidades de dissolução 5. brechas tectónicas 6. brechas de colapso 7. chaminés vulcânicas 8. aberturas provocadas pela alteração das rochas

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Esta classificação de Bateman dá uma agrupação mais racional dos diversos tipos de cavidade que muitas outras e tem a vantagem de conduzir a tipos naturais de jazigos minerais que, evidentemente, são sobretudo morfológicos (Bateman, 1959, p.110): - filões - jazigos em zonas de corte (“shear zone deposits”) - “stockworks” - “saddle reefs” - “ladder veins” - “pitches” e “flats”; fracturas de dobramento - enchimentos de brechas: vulcânicas, de colapso, tectónicas - enchimentos de cavidades de dissolução: cavernas, canais, fendas - enchimento de poros - enchimentos vesiculares No processo de formação de jazigos por enchimento de cavidades têm de se distinguir duas séries de fenómenos distintos: a formação das cavidades e a subsequente deposição nelas dos minerais. Os dois fenómenos tanto se podem dar quase simultaneamente como muito espaçados no tempo. Nestes jazigos, os minerais começam por depositar-se nas paredes das cavidades e desenvolvem-se no sentido do interior das mesmas, quer dizer para o espaço ainda livre, tendendo deste modo a formar crustas de revestimento das paredes das cavidades, crustas estas que podem chegar a preencher totalmente a cavidade ou deixarem ainda espaços abertos na zona central, os chamados geodes. Quando estas crustas de revestimento são constituídas por minerais diferentes conduzem ao tipo de textura de crustificação. Quando o enchimento é realizado por uma só espécie mineral, não se nota, em geral, uma textura crustificada mas sim maciça. Deve ter-se em conta que nos jazigos formados a baixa temperatura e até mesmo a temperatura moderada, ao lado de deposições a partir de soluções verdadeiras ou electrolíticas, podem ter-se deposições a partir de dispersões coloidais que podem mesmo suplantar em importância aquelas. 3.10.2 Substituição metassomática A evolução de um magma e dos produtos que dele se separam bem como das soluções supergénicas não se faz em sistema fechado; todos aqueles produtos, gasosos ou líquidos, reagem, em maior ou menor escala, com o material das cavidades ou fendas que os encerram ou por onde circulam, originando-se trocas entre aqueles e o material das rochas encaixantes que sofrem modificações mineralógicas e químicas bem como aqueles mesmos produtos.

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Esta troca de substâncias dá-se, pois, por substituição e o processo denomina-se substituição metassomática ou, simplesmente, metassomatose. A substituição da matéria orgânica por sílica nas madeiras é um exemplo de substituição metassomática que tem o nome particular de petrificação. Outros exemplos bem conhecidos são dados pelas pseudomorfoses, isto é, a substituição de uma espécie mineral por outra que conserva a forma e o tamanho da primeira; São casos correntes a pseudomorfose de calcite em quartzo, de pirite em limonite e hematite, de galena em quartzo, etc. Todos estes casos são, todavia, limitados; a metassomatose pode, para além destes, originar grandes massas de minérios por substituição de outras de igual volume de rochas e, então os fenómenos são bastante complexos. A metassomatose opera-se em sistema aberto, quer dizer as soluções que transportam as substâncias substituidoras depositam estas e, concomitantemente, dissolvem as substâncias substituídas e transportam-nas para outras zonas. Os fenómenos de metassomatose são característicos de fluidos deslocando-se ao longo de fendas muito estreitas, frequentemente sub-capilares, donde resulta que a superfície de contacto ou superfície de reacção seja muito grande em relação ao volume de fluido reagente, facto que causa uma quase instantânea modificação deste e a deposição dos minerais substituidores nos mesmos locais ocupados pelos minerais dissolvidos. Em regra os minerais de formação metassomática têm manifesta tendência para o idiomorfismo; é o caso dos cubos de pirite nos xistos argilosos. Todavia, o pseudomorfismo resulta também de processos metassomáticos e, assim, quando o pseudomorfismo se observa em grande, as texturas e estruturas mais delicadas das substâncias substituídas são conservadas pelas substâncias metassomáticas. Pareceria à primeira vista que a substituição metassomática poderia ser traduzida pelas reacções químicas normais, isto é, que a substituição se daria molécula a molécula. Contudo, se fosse este caso, quando um mineral mais denso substitui um mineral mais denso teria de ocupar um menor volume e dever-se-iam observar texturas de esmagamento devidas à colmatação dos vazios em consequência das pressões a que estão submetidas as rochas, mais que não seja a pressão causada pelo próprio peso das rochas. Ora não se observam tais factos. A substituição metassomática dá-se entre volumes iguais, o que constitui a chamada lei dos volumes iguais e para que ela se dê é necessário que a substância substituidora e a substituída possuam um ião comum. As simples reacções químicas não indicam mais do que as tendências e os produtos finais de tais substituições. A substituição metassomática é dirigida pela fracturação; assim, nota-se que se dá a partir das fendas principais e, depois, das fendas capilares e sub-

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capilares. Ao microscópio, em superfície polida, observa-se que a substituição metassomática, dirigida pela fracturação, clivagem e contornos dos grãos minerais, se espande como uma mancha de gordura. Os critérios para determinar a existência de substituições metassomáticas não são simples de estabelecer e sempre de delicada observação. Lindgreen (1933, p.184) esquematiza-os do seguinte modo:

1. forma mais ou menos irregular das massas minerais; limites esbatendo-se gradualmente (não é critério sempre decisivo);

2. presença de massas residuais da rocha substituída no seio da nova rocha; algumas vezes nota-se que a estratificação ou xistosidade daquelas massas residuais é concordante com a das rochas encaixantes;

3. ausência de crustificação; uma certa “estratificação” pode ser verificada em algumas zonas devida à conservação de planos de estratificação, xistosidade ou de laminagem (“shearing”);

4. ausência de contactos côncavos, a substituição conduz à formação de configurações convexas em relação à rocha não substituída;

5. conservação de texturas da rocha original (este é o critério mais decisivo).

A comissão especial encarregada do estudo das para géneses pelo National Research Council dos Estados Unidos da América (Bastin et al., 1931, p.588) conclui das seguintes regras para a metassomatose:

1. os sulfuretos substituem todos os outros minerais das rochas, das gangas e todos os sulfuretos;

2. os minerais das gangas substituem os minerais das rochas e outros minerais das gangas mas não substituem em regra os sulfuretos;

3. os óxidos formados a alta temperatura (magnetite, cassiterite, etc.) substituem todos os minerais das rochas e das gangas mas são raramente substituídos pelos minerais das gangas;

4. os óxidos raramente substituem sulfuretos; 5. os sulfuretos podem substituir as rochas e as gangas em todas as

direcções mas a substituição é geralmente dirigida por fracturas e fendas e mais raramente por clivagens;

6. os minerais metassomáticos das gangas, por exemplo, quartzo, turmalina, barita, fluorite, alunite e carbonatos de ferro e magnésio podem desenvolver-se em cristais idiomórficos nos minerais das rochas; a tendência para o idiomorfismo é muito mais é muito mais acusada nas rochas calcárias do que nas rochas silicatadas;

7. certos sulfuretos podem desenvolver-se em cristais idiomórficos, como a pirite, os arsenietos, a enargite e a jamesonite, outros sulfuretos só raramente o fazem;

8. os óxidos formados a alta temperatura desenvolvem-se muitas vezes em cristais idiomórficos;

9. os minerais que se apresentam idiomórficos nas secções de minerais metassomáticos podem ser devidos:

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a) a cristais residuais, por exemplo, fenocristais de quartzo e feldspato nos pórfiros, a cristais de pirite e de magnetite nas rochas cristalofílicas;

b) a produtos de enchimento local, muitas vezes envolvidos por produtos de enchimento ulterior;

c) a cristais de metassomatose; 10. a presença de minerais com faces arredondadas nos minérios não

indica necessariamente substituição metassomática pois encontram-se faces semelhantes em fenocristais e em cristais depositados em espaços abertos;

11. uma substituição metassomática inicial não é necessariamente seguida por outras substituições metassomáticas; noutros casos diferentes metassomatoses podem suceder-se no tempo e uma dada metassomatose pode operar-se quer sobre minerais metassomáticos, formados anteriormente, quer sobre minerais das rochas.

Deve ter-se em atenção que o termo “sulfuretos” é aqui sempre empregado num sentido lato, englobando, além dos sulfuretos, os arsenietos, teluretos, selenietos e sulfossais. Quando não existem apreciáveis espaços livres (abertos) que os minerais possam preencher, a deposição pode ainda dar-se por substituição metassomática, daí a grande importância que este processo tem na formação de concentrações de minerais. Aquela substituição pode ser definida como a dissolução de um mineral ou grupo de minerais e a simultânea deposição de um mineral ou grupo de minerais no lugar daqueles. Esta dissolução e deposição efectua-se correntemente sem intervenção de espaços abertos de dimensões apreciáveis e a substituição, que resulta, não envolve mudança de volume. 4. Estabilidade dos Minerais 4.1 Condições de Alteração e Tipos Qualquer mineral traduz, mais ou menos vincadamente, as condições físicas do meio em que se originou e corresponde, em geral, a um estado de equilíbrio em relação àquelas condições. É por este motivo que os minerais formados a elevadas temperatura e pressão, quando transportados para a superfície da Terra, se alteram em regra, mais ou menos facilmente, dando origem a outros minerais, representando um novo estado de equilíbrio em relação às novas condições físicas do meio. Do mesmo modo, os minerais formados à superfície da Terra, geralmente oxidados e hidratados, quando transportados para as zonas profundas da crusta terrestre, transformam-se de modo a originarem outros minerais que

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correspondem a um estado de equilíbrio em relação às novas condições físicas do meio. Há contudo, alguns minerais que se revelam pouco sensíveis às condições físicas do meio, como seja por exemplo a cassiterite, e outros que se podem formar sob condições bastante variáveis, tais como a pirite e o quartzo. Estes últimos são designados como minerais persistentes. As modificações mais espectaculares, devidas a instabilidade, ocorrem durante os processos de meteorização em que, sob a acção da água e do ar, a grande maioria dos minerais hipogénicos se transformam em metais nativos, óxidos, carbonatos, sulfatos, cloretos, silicatos, etc. São os óxidos aqueles que se mostram mais resistentes e os sulfuretos os mais sensíveis aos processos de decomposição meteórica. Numerosos minerais sofrem transformações, sob a influência do meio, de ordem molecular que, como se viu, são utilizadas como termómetros geológicos. O conhecimento do campo de estabilidade dos minerais oferece, como é evidente, informação muito útil sobre os problemas de meteorização, de alteração deutérica, de metamorfismo e sobre a temperatura de formação dos jazigos minerais. 4.2 Alteração Deutérica O reconhecimento da alteração deutérica é feito através da cor, textura, formas mineralógicas e da composição química. As causas relacionam-se com a presença de fluidos ascendentes (alteração hipogénica) ou fluidos descendentes (alteração supergénica) O reconhecimento da alteração deutérica é muito importante devido às mineralizações frequentemente associadas.

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Tipos de Alteração Deutérica Argilização intensa – caracterizada pela caulinite, pirofilite e quartzo Sericitização- caracterizada pela sericite (moscovite de grão fino) e quartzo, resultante da alteração de rochas ricas em alumínio, ex. granito Argilização média – caracterizada pelos minerais do grupo da montmorilonite, resultante basicamente da alteração da plagioclase Propilitização – alteração complexa caracterizada pela existência de clorite, epídoto, albite e carbonatos Cloritização – caracterizada pela clorite e quartzo ou turmalina, sendo a relação Fe/Mg variável com a distância ao jazigo Carbonatação – caracterizada pela dolomite, que pela porosidade que cria desempenha papel importante na passagem de soluções hidrotermais ricas em elementos minerais Silicificação – caracterizada pelo aumento da percentagem de quartzo na rocha alterada Feldspatização (albitização) – caracterizada pelo desenvolvimento de ortoclase ou microclina (feldspatos potássicos) ou albite (feldspato sódico) Turmalinização – caracterizada pelo desenvolvimento da turmalina Piritização - caracterizada pelo desenvolvimento da pirite Greisenização – desenvolvimento do quartzo e mica, muito característica das paredes dos jazigos de Sn, W e Be Fenitização – caracterizada pelo desenvolvimento de anfíbolas sódicas nos jazigos associados aos carbonatitos Serpentinização – caracterizada pela existência de serpentina e talco Zeolitização– acompanha o cobre nativo nos basaltos

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6.Bibliografia Os documentos referidos ao longo do texto encontram-se disponíveis na Biblioteca Prof. Décio Thadeu (Secção de Geologia do Departamento de Minas do IST). Citam-se aqui apenas os autores e a data da publicação. Bateman, 1942 Bateman, 1950 Bateman, Alan M.,1959, The Formation of Mineral Deposits, Economic Mineral Deposits, Ed.John Wiley & Sons Inc.,2ª edição,371 pp. Lindgreen,1933 Manos, 1958 Mason,1958 Freund, Hugo,1966. Applied Ore Microscopy, Theory and Technique. The Macmilliam Company, New York. 607 pp. Rankama & Sahama, 1950 Routhier, 196 Shand, 1943 Tatarinov, 1955

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