Fundamentos de Geociências 3b

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SERVIÇO PÚBLICO FEDERAL 
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
FACULDADE DE GEOLOGIA 
 
 
 
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM RECURSOS HÍDRICOS 
(PPRH) 
 
 
 
FUNDAMENTOS DE GEOCIÊNCIAS 
Módulo 3: unidades 6, 7 e 8 
 
 
Organização: Prof. Marcio D. Santos 
 
 
 
 
 
 
Belém/PA 
2019 
 
219 
SUMÁRIO 
MÓDULO 3 (unidades 6,7 e 8) 
.............................................................................. 221 
 .................................................................................................... 221 
................................................ 222 
............................................................ 226 
6.3.1- PRINCIPAIS ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DAS FALHAS ........................... 227 
6.3.2- CLASSIFICAÇÃO DAS FALHAS ..................................................................... 228 
 ............................................................ 229 
6.4.1- PRINCIPAIS ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DAS DOBRAS .......................... 230 
6.4.2- CLASSIFICAÇÃO DAS DOBRAS ................................................................... 230 
 Com base na geometria e morfologia das dobras ......................................... 231 
 
6.4.3- MECANISMOS DE FORMAÇÃO DAS DOBRAS ............................................. 235 
 ........................................ 235 
 
............................................................................................ 238 
.................................................................................................... 238 
........................................................................................ 239 
7.2.1- CRITÉRIOS ESTRATIGRÁFICOS ................................................................... 239 
7.2.2- CRITÉRIOS PALEONTOLÓGICOS: com base nos fósseis ......................... 243 
7.2.3- ESCALA DO TEMPO GEOLÓGICO ............................................................... 247 
Datação absoluta .............................. 250 
7.3.1- INTRODUÇÃO ................................................................................................. 250 
7.3.2- MÉTODO Rb-Sr ............................................................................................... 254 
7.3.3- MÉTODO U-Pb ................................................................................................ 255 
7.3.4- MÉTODO RADIOCARBONO ........................................................................... 256 
7.3.5- IDADE DA TERRA ........................................................................................... 257 
7.3.6- SUBDIVISÃO DOS ÉONS PRECAMBRIANOS .............................................. 258 
7.3.7- LINHA DO TEMPO DS HISTÓRIA DA TERRA ............................................... 259 
 
........................................................... 261 
.................................................................................................... 261 
...................................................................................... 262 
................................ 264 
........................ 266 
............................................. 267 
............................................................................. 270 
220 
8.6.1- DEPÓSITOS DE CROMITA ESTRATIFORME ............................................... 270 
8.6.2- DEPÓSITOS SULFETADOS DE Ni-Cu ........................................................... 271 
 Depósitos de Ni-Cu (PGE) em complexos máficos intrusivos ................... 271 
 Depósitos de Ni-Cu em komatiitos ............................................................... 272 
8.6.3- DEPÓSITOS DE CROMITA PODIFORME ...................................................... 273 
8.6.4- DEPÓSITOS DE Nb-P-TR EM CARBONATITOS ........................................... 274 
8.6.5- DEPÓSITOS DE DIAMANTES EM KIMBERLITOS ........................................ 275 
8.6.6- DEPÓSITOS DE PEGMATITOS ...................................................................... 276 
........................................................................... 277 
8.7.1- DEPÓSITOS HIDROTERMAIS DE FILIAÇÃO MAGMÁTICA ........................ 278 
 Depósitos hidrotermais relacionados a intrusões félsicas ........................ 278 
 Depósitos de Cu-Au (Fe) do tipo IOCG ........................................................ 278 
 Depósitos de Sn-W em greisens .................................................................. 279 
 Depósitos de Cu-Mo porfiríticos ................................................................... 280 
 Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo continental .............. 281 
 Depósitos epitermais de metais preciosos ................................................. 281 
 Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo submarino ............... 283 
Depósitos de sulfetos maciços vulcanogênicos (VMS) .............................. 283 
Depósitos de formações ferríferas bandadas tipo Algoma ........................ 285 
8.7.2- DEPÓSITOS HIDROTERMAIS DE FILIAÇÃO NÃO MAGMÁTICA ................ 287 
 Depósitos hidrotermais relacionados a sistemas sedimentares ............... 287 
Depósitos de Pb-Zn em rochas clásticas do tipo Sedex ............................ 287 
Depósitos de Pb-Zn em rochas carbonáticas do tipo vale do Mississippi 288 
 Depósitos hidrotermais relacionados com metamorfismo dinâmico ....... 290 
Depósitos auríferos em zonas de cisalhamento ......................................... 290 
 
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................................... 291 
 
ATIVIDADES DO MÓDULO 3 .................................................................................... 292 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
221 
 Deformação das rochas 
 
 
 Na unidade 3 deste documento (tectônica de placas) foi mostrado a dinâmica da 
litosfera de nosso planeta, com movimentos tectônicos dos continentes, formação de 
oceanos e cadeias de montanhas, associados com metamorfismo e deformação das 
rochas. Denomina-se geologia estrutural a parte das geociências que estuda a 
deformação das rochas e as estruturas decorrentes dessas deformações que ocorrem 
desde a escala microscópica, em cristais componentes das rochas, até a escala 
macroscópica dos blocos continentais. O estudo das estruturas geológicas é de grande 
importância nas ciências da Terra, pois evidencia o estado dinâmico da litosfera e da 
crosta terrestre, onde vivemos. As estruturas geológicas têm grande importância prática 
também no armazenamento de hidrocarbonetos (petróleo e gás), água e minérios, e em 
obras de engenharia civil como barragens, pontes, túneis e estradas. 
 As feições de deformação mais comuns nas rochas da crosta terrestre são 
dobramentos e falhamentos. Dobras se formam por deformação sem rompimento (Fig. 
6.1a), mas frequentemente as rochas dobradas são apenas parcialmente expostas como 
uma camada inclinada (Fig. 6.1b). Por outro lado, falhas se formam quando ocorre 
rompimento das rochas (Fig. 6.1c), normalmente em decorrência de terremotos. A 
atitude ou orientação de uma camada é um dado importante para reconstituir a história 
de deformação das rochas. A atitude das camadas é definida por duas medidas obtidas 
no campo por meio de uma bússola de geólogo: direção (strike) e mergulho (dip). A 
direção é definida pela orientação geográfica da linha de intersecção da camada com 
uma superfície horizontal (medida na bússola em graus), enquanto que o mergulho é a 
inclinação da camada, medido na direção perpendicular à sua direção (Fig. 6.2). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Mapas geológicos são instrumentos importantes para elucidar a evolução dos 
processos deformacionais que afetaram as rochas de uma região. Nos mapas são 
registados os tipos de rochas, localização de afloramentos e atitudes das camadas 
rochosas, como aparecem na superfície (em planta). A terceira dimensão, com dadosde 
profundidade, é observada nas seções geológicas transversais que mostram as feições 
que seriam visíveis se um corte vertical fosse feito na região mapeada, reconstituídas 
pelas atitudes das camadas, estruturas geológicas mapeadas e afloramentos de 
penhascos (face vertical) e cortes de estradas (Fig. 6.3). 
a b 
Figura 6.1- camada de rocha dobrada (a). 
Camadas inclinadas de calcáreo e folhelho, 
Somerset, Inglaterra (b). As crianças estão 
andando ao longo da direção das camadas. Falha 
mostrando o deslocamento das camadas, Monte 
Carmel, Utah, EUA (c). 
c 
222 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Antes de abordar os principais tipos de estruturas geológicas, serão considerados 
os fundamentos dos processos mecânicos da deformação e das forças que a provocam. 
 
 
 A dinâmica da litosfera impõe forças de tensão vetoriais (stress) aos maciços 
rochosos, provocando movimentos de massa e deformação (strain) nesses maciços. As 
tensões compressivas são positivas e as tensões distensivas são negativas. 
 compressão (tensão positiva) distensão ou extensão (tensão negativa) 
 Uma força vertical F (tensão) atuando sobre um plano inclinado P, fazendo um 
ângulo  com a horizontal, pode ser descomposta em duas componentes, uma 
Figura 6.2- Atitude de uma camada. 
Direção: 30 NE (N30E), Mergulho: 45 
para NW (45 NW). 
Figura 6.3- Mapa geológico de uma sequência rochosa dobrada e uma seção transversal (AB) 
derivada do mapa, mostrando a sequência temporal das camadas, sendo 1 a camada mais 
antiga e 4 a mais nova. As linhas pontilhadas reconstroem a parte erodida da dobra no 
afloramento, conectando camadas idênticas de um flanco e de outro da dobra. Observar que a 
charneira da dobra foi erodida, mas ainda ficou preservada a parte inferior (mais antiga) da 
charneira, denominada no mapa de camada 1. 
N 
223 
perpendicular ao plano inclinado, denominada componente normal (FN) e outra paralela 
ao plano inclinado, denominada componente cisalhante (FS) e, portanto, F = FN + FS. O 
ângulo θ que o plano P faz com a horizontal será igual ao ângulo que a força vertical F 
faz com a sua componente normal (FN) porque as duas linhas que definem esses dois 
ângulos são perpendiculares entre si. Desse modo, a componente normal (FN) será igual 
ao produto da força F pelo cosseno de θ (FN = Fcosθ) e a componente cisalhante (FS) 
será igual ao produto da força F pelo seno de  (FN = Fsenθ), conforme a figura 6.4. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Quando uma força vetorial (pressão dirigida) atua sobre uma superfície, o seu 
efeito em relação à área da superfície denomina-se esforço (), medido pela razão entre 
a força e a área (A) sobre a qual a força é aplicada ( = F/A), cuja magnitude será 
inversamente proporcional à área (quanto maior a área menor o esforço e vice-versa). 
 Um corpo rochoso submetido a tensões e esforços mecânicos pode sofrer as 
seguintes modificações ou deformações em relação a situação inicial: Rotação, em 
que o corpo rochoso é rotacionado (mudança de atitude), Fig. 6.5a; Translação, em 
que o corpo rochoso é deslocado (mudança de posição), Fig. 6.5b; Dilatação, em que 
o corpo rochoso muda de volume (Fig. 6.5c), podendo aumentar (dilatação positiva) ou 
diminuir de volume (dilatação negativa ou contração), Distorção, em que o corpo 
rochoso muda de forma (Fig. 6.5d). Um corpo rochoso sob a ação de um esforço 
distensivo tende a sofrer dilatação positiva (aumento de volume), enquanto que sob a 
ação de um esforço compressivo tende a sofrer dilatação negativa ou contração 
(diminuição de volume). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
a 
b 
c 
d 
Figura 6.5- Tipos de deformação: mudança de atitude ou rotação 
(a), mudança de posição ou translação (b), mudança de volume 
ou dilatação (c) e mudança de forma ou distorção (d). 
Figura 6.4- Força (tensão F) vertical atuando sobre um plano 
inclinado P, fazendo um ângulo  com a horizontal, decomposta 
nas componentes normal (FN) e cisalhante (FS). F = FN + FS. 
FN = Fcosθ FS = Fsenθ 
 
224 
 As forças vetoriais tectônicas (pressão dirigida) que deformam as rochas podem 
ser de três tipos principais (Fig. 6.6): forças compressivas colineares (tensões 
positivas) que comprimem e encurtam um corpo rochoso (dilatação negativa, Fig. 6.6a); 
 forças extensionais colineares (tensões negativas) que alongam um corpo rochoso 
(dilatação positiva) e tendem a segmenta-lo (Fig. 6.6b); Forças de cisalhamento que 
são tensões não colineares, formando um binário, que empurram cada lado de um corpo 
rochoso em direções opostas, causando deformação por rotação (Fig. 6.6c). Esses três 
tipos de forças tectônicas atuam nos três tipos de limites de placas litosféricas: forças 
compressivas predominam em limites de placas convergentes, onde as placas se 
movimentam uma contra a outra; forças extensionais predominam em limites de placas 
divergentes, onde as placas se afastam uma da outra; e forças de cisalhamento que 
atuam em limites de placas conservativos ou transformantes, onde as placas deslizam 
horizontalmente uma em relação à outra. Existe ainda situações intermediárias de 
participação da uma componente cisalhante (movimentação horizontal) associada tanto 
com esforços compressivos como distensivos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Em função da pressão litostática (PLit)/profundidade na crosta e da temperatura, 
os processos de deformação podem ser divididos em dois domínios principais (Fig. 6.7): 
 Rúptil ou frágil, com predominância de deformações com rompimento, em ambiente 
raso (˂15 Km), e Dúctil ou plástico, com predominância de deformações plásticas 
(sem rompimento), em ambiente profundo (>15 Km). Em regiões de alto gradiente 
geotérmico (linha AGT-BP, na figura 5.7), o regime dúctil inicia em menor profundidade, 
com menor pressão litostática. Por outro 
lado, em regiões de baixo gradiente 
geotérmico (linha BGT-AP, na figura 6.7), 
o regime dúctil inicia em maior 
profundidade, com maior pressão 
litostática. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
c b a 
Figura 6.6- Tipos de forças tectônicas: compressivas que apertam e encurtam um corpo (a), 
extensivas que estiram um corpo e podem rompê-lo (b) e cisalhante que empurram dois lados 
opostos de um corpo (c). 
Comprime 
e encurta 
um corpo 
Estira e tende 
a romper um 
corpo 
Figura 6.7- Domínios de deformação em 
função da pressão litostática (profundidade) 
e temperatura. AGT (BP): alto gradiente 
geotérmico (regime de baixa pressão). BGT 
(AP): baixo gradiente geotérmico (regime de 
alta pressão). 
Empurra 
dois lados 
em direções 
opostas 
225 
Um terceiro domínio mais restrito ocorre entre a crosta superior e inferior e entre 
os regimes rúptil e dúctil, em que ocorrem deformações elásticas (sem rompimento) que 
retornam à situação inicial quando cessa o esforço que a provocou, ao contrário das 
deformações plásticas que, uma vez ocorridas, são irreversíveis (Fig. 6.8). Entretanto, o 
comportamento da deformação não depende somente da profundidade, depende 
também dos tipos de materiais que compõem as rochas. Existem rochas naturalmente 
mais frágeis, como as rochas ígneas, metamórficas e rochas sedimentares clásticas, e 
rochas mais dúcteis como as rochas sedimentares pelíticas (siltitos e argilitos) que 
comportam-se plasticamente, mesmo em profundidades rasas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 As feições estruturais que se formam em regime dúctil são: dobramentos 
produzidos por forças de compressão (Fig. 6.9a), estiramentos causados por forças de 
extensão (Fig. 6.9b) e deformações com rotação produzidas por cisalhamento (Fig. 
6.9c). As rochas que se formam por metamorfismo dinâmico em regime dúctil são os 
milonitos. Em regime rúptil, as principais feições estruturais são falhas inversas ou de 
empurrão produzidas por compressão (Fig. 6.10a), falhas normais causadas por forças 
de extensão (Fig. 6.10b) e falhas transcorrentes, com movimentação horizontal, 
causadas por cisalhamento(Fig. 6.10c). As rochas que se formam em regime rúptil são 
cataclasitos e brechas. Na região de transição rúptil-dúctil pode ocorrer ainda rochas 
com associações de feições estruturais rúpteis (fraturas e falhas) e dúcteis (dobras e 
estiramentos), podendo predominar feições rúpteis ou dúcteis. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.8- Modelo sandwich 
dos domínios de deformação 
rúptil, dúctil e elástico na 
litosfera. 
Figura 6.9- Feições estruturais em regime dúctil: dobras produzidas por compressão (a), 
estiramentos causados por extensão (b) e deformações com rotação provocadas por 
cisalhamento (c). 
b a c 
226 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 As principais feições de deformação rúpteis são as juntas e falhas. As juntas ou 
fraturas são fissuras em rochas frágeis, sem deslocamento dos blocos fraturados, 
provocadas por forças tectônicas compressivas, extensivas ou de cisalhamento. Podem 
ser formadas também por esforços não tectônicos causados por expansão e contração 
provocadas por aquecimento e resfriamento climático superficial ou por denudação 
erosiva que alivia a pressão litostática, provocando expansão das rochas e formação de 
juntas de alívio (esfoliação esferoidal). 
Por outro lado, falha é uma fratura com 
movimento relativo dos blocos rochosos, em 
ambos os lados da fratura. As falhas são feições 
estruturais comuns em cadeias de montanhas, em 
margens continentais ativas, em vales rifts, em 
margens de placas tectônicas divergentes e 
também em margens de placas conservativas, 
com movimentos horizontais. Os esforços 
tectônicos também podem provocar falhamentos 
nas rochas longe dos limites das placas. As falhas 
podem ser muito grandes, como a falha 
transformante de Santo André, com quase 
1.300Km de extensão, em movimento horizontal 
ativo na Califórnia, EUA (Fig. 6.11), ou muito 
pequenas, como a falha normal da figura 6.1c. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.10- Feições estruturais em regime rúptil: falhamentos inversos ou de empurrão 
produzidos por compressão (a), falhas normais provocadas por extensão (b) e falhas 
transcorrentes causadas por cisalhamento (c). 
a b c 
Figura 6.11- Falha transformante de Santo André, 
Califórnia, EUA, entre a placa Pacífica e a placa Norte 
Americana, mostrando a linha de falha tracejada 
vermelha e o deslocamento do córrego Wallace 
atravessado pela falha, cujo curso à leste da linha da 
falha se deslocou 130m para sul em relação ao curso 
à oeste da falha. 
227 
6.3.1- PRINCIPAIS ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DAS FALHAS 
é a superfície onde ocorreu o movimento da falha que pode 
ser plana ou curva (Fig. 6.12). Falhas com superfície curva são denominadas falhas 
lístricas. O é definido pela sua direção e mergulho, conforme ilustrado na 
figura 6.2. é o bloco situado acima da superfície ou plano de falha, e 
 é o bloco situado abaixo do plano ou superfície de falha. é a parte 
exposta da falha, normalmente saliente na topografia (Fig. 6.12a), e ou de 
falha corresponde a intersecção da superfície ou plano de falha com a superfície 
topográfica, representada em mapa como uma linha que marca o traçado médio das 
diversas superfícies subparalelas de uma zona de falha na superfície (Fig. 6.11). Outra 
feição importante é a desenvolvida no plano de falha (Fig. 6.12a e 6.13). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Rejeito de uma falha é o deslocamento entre dois pontos previamente adjacentes, 
situados em lados (blocos) opostos da falha e medido no plano da falha. Denomina-se 
rejeito direcional o rejeito ao longo da direção de uma falha, e rejeito de mergulho o 
rejeito na direção do mergulho da falha. A falha pode possuir somente rejeito direcional, 
somente rejeito de mergulho ou os dois rejeitos. Neste último caso, a somatória dos 
rejeitos direcional e de mergulho denomina-se rejeito total (Fig. 6.14). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5.12- Principais elementos geométricos de uma falha (a): plano de falha, lapa ou teto, 
capa ou muro e escarpa de falha. Falha lístrica com superfície de falha curva (b). 
Figura 6.13- Estrias de atrito sub-horizontais em 
plano de falha em meta-arenitos do grupo 
Camaquã, Rio Grande do Sul, Brasil. 
Figura 6.14- Rejeito de uma falha: Rejeito 
direcional (Rd), rejeito de mergulho (Rm). 
Rejeito total (Rt = Rd + Rm), rejeito aparente 
(Ra = Rm). 
Rt = Rd + Rm 
a 
b 
228 
6.3.2- CLASSIFICAÇÃO DAS FALHAS 
As falhas podem ser classificadas em quatro tipos, de acordo com a direção do 
movimento relativo entre os blocos. Quando o movimento ocorre somente na direção do 
mergulho do plano de falha, existem dois casos, ambos com rejeito de mergulho (Rm): 
, na qual a capa desce em relação a lapa, condicionado por esforços 
distensivos (Fig. 6.15a); , na qual a capa sobe em 
relação a lapa, condicionado por esforços compressivos (Fig. 6.15b). 
é aquela cujo movimento ocorre somente ao longo 
da direção do plano da falha, com rejeito direcional (Rd), condicionado por esforços de 
cisalhamento que provocam rotação, podendo ser dextral (sentido horário) ou sinistral 
(anti-horário, figura 6.16a). Uma falha transcorrente de grande porte que limita placas 
tectônicas é denominada falha transformante, como a falha Santo André (dextral). 
 é aquela cujo movimento é inclinado em relação à direção e ao mergulho 
do pano da falha, com rejeito direcional (Rd) e de mergulho (Rm), condicionados por 
esforços de cisalhamento associados com compressão ou extensão. Esforços 
extensionais associados com cisalhamento formam falhas oblíquas equivalentes a falhas 
normais com uma componente direcional de rejeito (Fig. 6.16b), enquanto que esforços 
compressivos associados com cisalhamento formam falhas oblíquas equivalentes a 
falhas inversas com uma componente direcional de rejeito. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Se as forças extensionais que formam as falhas normais romperem uma placa 
tectônica, pode formar um vale em rift (Fig. 6.17), como os rifts das dorsais meso-
oceânicas e o rift do Mar Vermelho. Falhas inversas de baixo ângulo ( 45), em que a 
capa é empurrada sobre a lapa, são denominadas de falhas de cavalgamento (Fig. 6.18), 
muito frequentes em cadeias de montanhas de cinturões orogênicos, como resultado do 
processo de encurtamento crustal provocado pelas forças compressivas em margens 
continentais ativas. 
Figura 6.15- Falhas com movimento dos blocos na direção do mergulho do plano de falha: Falha 
normal, condicionada por esforços distensivos (a), falha inversa ou de empurrão, condicionada 
por esforços compressivos (b). 
Figura 6.16- Falha direcional ou transcorrente, com movimento sinistral na direção do plano de 
falha (a). Falha oblíqua, com movimento normal + transcorrente, inclinado em relação à direção 
e mergulho da falha (b). 
b 
a 
 
b 
a 
229 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 As principais feições de deformações dúcteis são os dobramentos, observados 
normalmente em rochas com uma estrutura planar anterior, como acamamento 
sedimentar ou foliação metamórfica, encurvados por esforços tectônicos ou não 
tectônicos compressivos, associados ou não com cisalhamento. As dobras são feições 
estruturais comuns em cadeias de montanhas de cinturões orogênicos, com dimensões 
muito variadas, desde a escala macroscópica, com dobras quilométricas representadas 
em mapas, mesoscópica, com dobras métricas ou centimétricas observadas em 
afloramentos e amostras de rochas, até a escala microscópica, com dobras milimétricas 
ou submilimétricas observadas ao microscópio. O grau do encurvamento depende da 
magnitude das forças aplicadas, do tempo de ação das forças e da natureza das rochas 
afetadas. Feições de deformação dúcteis também se formam por efeitos de esforços 
Figura 6.17- Rift do mar Vermelho, mostrando os falhamentos normais dos blocos rochosos no 
centro do vale, provocados pelos esforços extensionais. 
Figura 6.18- Falha de cavalgamento de 
Keystone, Nevada,EUA, mostrando o 
cavalgamento das camadas D, C, B sobre 
as camadas D, C, B, A. A camada B é um 
calcário cambriano que ficou sobreposto 
a arenitos jurássicos, 350 Ma mais 
jovens. 
230 
distensivos, originando feições estiradas, como foliações miloníticas, lineações minerais 
(6.19a) e boudins que são camadas ou lentes de material mais rígido que sofrem 
estiramento e estrangulamento, normalmente com rompimento (Fig. 6.19b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
PRINCIPAIS ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DAS DOBRAS 
 Dobra é uma superfície encurvada ou dobrada. Pode-se destacar os seguintes 
elementos geométricos de uma dobra (Fig. 6.20): é a zona de maior curvatura 
de uma dobra. é a linha que une os pontos de curvatura máxima da 
superfície dobrada e é aquela que une os pontos de inflexão das dobras, 
que correspondem à curvatura mínima das superfícies dobradas. Essas duas linhas 
podem ser retas ou curvas, dependendo da geometria da superfície dobrada. 
é uma superfície (curva ou plana) que contém a linha de charneira. Se a superfície 
axial é plana denomina-se , cuja linha de charneira também é uma reta 
denominada . A orientação dessa superfície ou plano axial e sua linha de 
charneira (ou eixo) definem a posição espacial da dobra. A intersecção da superfície ou 
plano axial com a topografia resulta em uma linha denominada traço axial da dobra que 
é representado em mapas geológicos. 
são os dois lados de uma dobra, separados pela 
superfície ou plano axial. A linha de charneira ou 
eixo da dobra fica na zona da charneira, 
enquanto que a linha de inflexão fica nos flancos 
da dobra. de uma dobra é plano 
perpendicular a linha de charneira ou eixo da 
dobra, onde deve ser observado a morfologia e o 
estilo das dobras (Fig. 6.20). 
 
 
 
 
 
 
 
 
CLASSIFICAÇÃO DAS DOBRAS 
Dependendo das propriedades das rochas e da magnitude e direção das forças 
compressivas aplicadas, as rochas acamadas podem se dobrar de muitas maneiras, 
havendo, portanto, diversos critérios de classificação das dobras. 
 
a 
Figura 6.19- Feições de deformação dúcteis em regimes extensionais (estiramentos): foliação 
milonítica associada com lineação mineral em quartzo estirado (a) e com boudins (b). 
Figura 6.20- Elementos geométricos de uma 
superfície dobrada, definida pelo arco do círculo 
inscrito (em azul), com superfície axial plana (plano 
axial PA) e linha de charneira reta (eixo), mostrando 
também a linha de inflexão (Li), zona de charneira 
(Zc), flanco (Fl) e perfil da dobra (plano P). 
b 
Eixo 
PA 
231 
Com base na geometria e morfologia das dobras 
3 tipos podem ser distinguidos, com base nesse critério (Fig. 6.21):
 A superfície dobrada dessas dobras pode ser gerada pela 
translação de uma reta que corresponde ao eixo e geratriz da dobra (linha de charneira 
reta). O eixo da dobra é uma das retas da superfície de um cilindro (Fig. 6.21a). A 
base desse cilindro é o círculo que define a curvatura da dobra na zona da charneira 
superposta em um arco da base circular do cilindro (em azul na figura 6.21a). A grande 
maioria das dobras são cilíndricas ou aproximadamente cilíndricas. 
 a superfície dobrada pode ser gerada pela translação de uma 
linha curva que corresponde à linha de charneira e geratriz da dobra (Fig. 6.21b). 
 mais raras. A superfície dobrada pode ser gerada pela rotação de 
uma linha geratriz (linha de charneira) em torno de um eixo imaginário (Fig. 6.21c). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Com base na orientação espacial da curvatura das dobras (concavidade) 
Com base nesse critério distingue-se dois tipos fundamentais (Fig. 6.22): 
 ou antiforme, com a concavidade da curvatura para baixo e fechamento da 
estrutura para cima. ou sinforme, com a concavidade para cima e fechamento 
da estrutura para baixo. Anticlinório e sinclinório são estruturas antiformais e sinformais 
de grande porte, com sinclinais e anticlinais menores em seus flancos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Com base na orientação espacial definida pelos seus eixos e superfícies axiais 
Com base nesse critério, três categorias básicas de dobras podem ser distinguidas. 
Em dobras cilíndricas as superfícies axiais são planos axiais (PA). 
 PA vertical ou subvertical (80 a 90) e eixo com inclinação variável 
(horizontal, inclinado e vertical), conforme a figura 6.23. 
 eixo horizontal ou sub-horizontal (0 a 10) e PA com caimento 
variável (vertical, inclinado e horizontal), conforme a figura 6.24. 
eixo e PA inclinados 80 a 90º, conforme a figura 6.25d. 
Figura 6.22- Classificação das dobras com base na situação espacial da curvatura da superfície 
dobrada: anticlinais, com concavidade para baixo e sinclinais, com concavidade para cima. 
a b c 
Figura 6.21- Classificação das dobras com base em sua morfologia e geometria: Dobras 
cilíndricas (a); dobras curviplanares (b), dobras cônicas (c). 
232 
As dobras normais (PA vertical ou subvertical) podem ser de três tipos principais, 
de acordo com a inclinação de seus eixos: , com eixo horizontal ou sub-
horizontal (Fig. 6.23a), , com eixo inclinado 10 a 80 (Fig. 
6.23b) e , com eixo vertical ou subvertical (Fig. 6.23c). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
As dobras horizontais (eixo horizontal ou sub-horizontal) podem ser também de 
três tipos principais, de acordo com a inclinação de seus planos axiais (PA): , com 
PA vertical ou subvertical (Fig. 6.24a), , com PA inclinado 10 a 80 (Fig. 6.24b) e 
, com PA horizontal ou sub-horizontal (Fig. 5.24c). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Os seis tipos das duas categorias de dobras mostrados acima (3 normais e 3 
horizontais) são, na verdade, cinco tipos, pois o primeiro tipo normal (Fig. 5.23a) e o 
primeiro tipo horizontal (Fig. 5.24a) são a mesma dobra (normal horizontal ou horizontal 
normal), com PA vertical e eixo horizontal. Nesses cinco tipos de dobras houve variação 
de inclinação só no eixo (dobras normais) ou só no PA (dobras horizontais). A terceira 
categoria são as que apresentam variação de inclinação tanto no eixo 
como no plano axial (Fig. 6.25d). 
Essas três categorias de dobras podem ser melhor visualizadas no diagrama da 
figura 6.25a. Nesse diagrama, as dobras horizontais (tipos 2 a 5, Fig. 6.25b) estão 
situadas no eixo horizontal que exibe o mergulho das superfícies axiais das dobras, e as 
dobras normais estão situadas no eixo vertical do diagrama (tipos 6 a 9, Fig. 6.25c) que 
exibe o caimento do eixo das dobras. No cruzamento dos dois eixos ocorre o tipo 1 que 
é uma dobra normal e também horizontal (PA vertical e eixo horizontal). A terceira 
categoria de dobras (reclinadas), com eixo e PA inclinados (Fig. 6.25d), situam-se no 
campo marrom do diagrama, entre as dobras horizontais recumbentes (tipo 5, com PA e 
eixo horizontais) e as dobras normais verticais (tipo 9, com PA e eixo verticais), que 
apresentam algumas características tanto das dobras verticais (direção do eixo 
perpendicular à direção do PA), como das dobras horizontais (eixos e PA com a mesma 
direção e flancos mergulhando para o mesmo lado). 
Independentemente da orientação do eixo e plano axial das dobras, elas podem 
ser anticlinais ou sinclinais (Fig. 6.26). No caso das dobras verticais e recumbentes, se 
as rochas mais antigas estiverem na parte côncava da dobra ela será anticlinal e se 
estiverem na parte convexa ela será sinclinal. 
Figura 5.24- Tipos de dobras horizontais (eixo horizontal), de acordo com a orientação de seus 
planos axiais (PA): dobra normal (a), dobra inversa (b) e dobra recumbente (c). 
Figura 6.23- Tipos de dobras normais (PA vertical), de acordo com a inclinação de seus eixos: 
dobra horizontal (a), dobra inclinada ou com caimento (b), e dobra vertical (c). 
a b c 
a b c 
233 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 As dobras normais (PA vertical) em geral são simétricas, com os dois flancos 
mergulhando com o mesmo ângulo em sentidos opostos, simetricamente em relação ao 
plano axial (Fig. 6.27a), independentemente do mergulho do eixo. Por outro lado, as 
dobras inversase reclinadas (PA inclinado) normalmente são assimétricas, com os 
flancos mergulhando com ângulos diferentes, tanto em sentidos opostos, como em 
algumas dobras inversas com mergulho suave do PA (Fig. 6.27b), como no mesmo 
sentido, acompanhando a direção do PA, como nas dobras inversas com mergulho forte 
do PA e dobras reclinadas (Fig. 6.27c). Uma característica comum das dobras com 
flancos mergulhando no mesmo sentido é a inversão estratigráfica em um de seus 
flancos, com as camadas mais novas embaixo das mais antigas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5.25- Classificação das dobras com 
base no mergulho do plano axial (PA) verus 
caimento do eixo das dobras. 
PA vertical e 
eixo inclinado 
Eixo horizontal 
e PA inclinado 
PA inclinado e 
eixo inclinado
b 
c 
d 
Figura 6.26- Anticlinal horizontal (a) e com caimento (b). Sinclinal com caimento (c). 
a b 
c 
b c a 
Figura 6.27- Dobra normal simétrica (a). Dobras inversas assimétricas, com os flancos 
mergulhando com ângulos diferentes em sentidos opostos (b) e dobras reclinadas com os 
flancos mergulhando com ângulos diferentes no mesmo sentido do plano axial (c). 
a 
234 
 Com base no ângulo interflancos da superfície dobrada 
As dobras podem ser classificadas em: suaves (180-120), abertas (120-70), 
fechadas (70-30), apertadas (30-0) e isoclinal (0, flancos paralelos), conforme a figura 
6.28a. O ângulo interflancos de uma superfície dobrada é definido pelo ângulo de duas 
tangentes que passam nos pontos de inflexão dos dois flancos da dobra (Fig. 6.28b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 são estruturas circulares ou ovais, normalmente de grande porte, 
com morfologia sinformal (relevo depressivo), no primeiro caso (Fig. 6.29a), e antiformal 
(relevo positivo), no segundo (Fig. 6.29b). Nessas duas estruturas as camadas de seus 
flancos mergulham radialmente em direção a um ponto central (convergente), no caso 
de uma bacia, e a partir de um ponto central (divergente), no caso do domo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5.28- Classificação das dobras com base no ângulo 
interflancos (a). Ângulo interflancos ( ) de uma superfície 
dobrada (b). 
a b 
Formação mais antiga 
exposta na superfície 
Figura 6.29- Perfil NW-SE da bacia 
sedimentar do Paraná, mostrando as 
camadas mergulhando para o centro da 
bacia (a). Domo de Sinclair, Wyoming, EUA, 
mostrando as camadas mergulhando para 
fora da estrutura (b). 
b 
a 
235 
MECANISMOS DE FORMAÇÃO DAS DOBRAS 
 As dobras tectônicas podem ser formadas por dois tipos de mecanismos de 
deformação compressiva: (backling), com compressão na direção das 
camadas, produzindo uma flexão (encurvamento) das camadas que deslizam entre elas, 
com encurtamento perpendicularmente à superfície axial das dobras, denominadas 
dobras flexurais (Fig. 6.30a). Esse tipo de mecanismo é favorecido em sequências 
estratificadas com alternâncias de camadas rúpteis, como arenitos e quartzitos, e 
camadas mais dúcteis, como rochas pelíticas (siltitos, argilitos e xistos) e, normalmente, 
preserva a espessura e o comprimento das camadas. Se a compressão é muito intensa, 
a rocha sofre flexão inicial e posterior achatamento (flattening), com adelgaçamento nos 
flancos e espessamento na zona da charneira da dobra. (shearing), 
com esforço transversal à direção das camadas, produzindo encurvamento das camadas 
causado pelos deslizamentos transversais (Fig. 6.30b). As dobras de cisalhamento 
sofrem mudança na espessura e comprimento das camadas, com espessamento na 
zona da charneira e adelgaçamento dos flancos, sem encurtamento ortogonal às 
camadas, podendo ocorrer rompimento dos flancos e formação de dobras apertadas 
com planos axiais paralelos aos estratos, denominadas dobras intrafoliais (Fig. 6.30c). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 As dobras atectônicas são de ocorrência restrita, provocadas pela força da 
gravidade em ambiente sedimentar quando os sedimentos saturados em água, em 
profundidade, adquirem fluidez. Os esforços de compactação dos sedimentos, durante 
a diagênese, também podem levar à formação de dobras atectônicas. 
 
 
 As estruturas geológicas são muito importantes na reconstituição da evolução 
geológica de uma região e também são elementos de destaque na modelagem da 
paisagem da superfície crustal, onde vivemos. Além disso, as estruturas geológicas 
constituem importantes elementos de controle em diversos processos geológicos, como 
magmatismo e sedimentação, sobretudo as fraturas e falhas, que podem condicionar a 
migração de magma e a formação de bacias sedimentares. Geralmente a história 
geológica de uma região envolve uma sucessão de episódios de deformação, entre 
outros processos geológicos. Entretanto, o que se observa é o estágio final da evolução 
geológica. Usando os conceitos geológicos, os geólogos conseguem reconstituir os 
diversos episódios da evolução da região, como exemplificado na figura 6.31. 
Dobras e falhas são também importantes no controle de formação de depósitos 
minerais, reservatórios de água subterrânea, petróleo e gás, e em obras de engenharia 
civil, como barragens, túneis, estradas, etc. Corpos mineralizados, como filões e pipes, 
c 
Figura 6.30- Mecanismos de dobramentos: Flambagem, com 
dobras flexurais (a); dobra de cisalhamento (b). Dobras 
intrafoliais em zona de cisalhamento (c). 
a 
Flexão 
b 
236 
podem ocorrer em zonas de distensão (abertura de espaço) condicionadas por 
falhamentos e por dobramentos (Fig. 6.32). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.31- Reconstituição da evolução geológica de uma província fictícia, em 5 estágios. 
Estagio 1: Deposição sedimentar em 
camadas horizontais no fundo do mar. 
Estagio 2: Forças compressivas causam 
dobramentos e falhamentos na sequência 
sedimentar. 
Estagio 3: Soerguimento e erosão das 
rochas, formando uma nova superfície 
horizontal. 
Estagio 4: Erupções vulcânicas cobrem a 
nova superfície erosional com derrames e 
lavas 
Estagio 5: Forças extensionais causam 
falhas normais, originando blocos abatidos 
e seccionando as feições anteriores. 
1 
2 
3 
4 
5 
Situação inicial (Interpretada) 
Situação final (atual) 
237 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
a b c 
Figura 6.32- Corpos mineralizados em zonas de 
distensão em falhas transcorrentes curvas, dextral 
(a) e sinistral (b) e em charneiras de dobras (c). 
238 
 
 
 Uma das mais importantes diferenças entre os geólogos e os demais cientistas 
está na forma como lidar com o tempo. Físicos e químicos estudam alguns processos 
que duram frações de segundo, como a separação de um núcleo atômico ou uma reação 
química rápida, e outros que podem durar minutos, horas ou dias. Historiadores lidam 
com séculos e alguns milhares de anos, e arqueólogos com algumas dezenas de 
milhares de anos. Os geólogos, por outro lado, lidam com processos que podem se 
desenvolver em diferentes escalas de tempo, desde tremores de terra que duram 
segundos ou minutos, até o soerguimento de cadeias de montanhas e a abertura de 
oceanos que duram vários milhões de anos (Fig. 7.1). Além disso, físicos e químicos 
estudam normalmente processos atuais, enquanto que os geólogos estudam processos 
que já aconteceram, em um passado remoto da história da Terra. Desse modo, tal como 
a história e arqueologia, a geologia é uma ciência histórica, cujo principal objetivo é 
desvendar a evolução e história temporal dos processos geológicos desde a origem da 
Terra, em uma escala do tempo que chega a bilhões de anos, na qual a dimensão de 
tempo humana, medida em alguns milhares de anos, não chega a representar um 
instante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
As durações de processos geológicos de curta duração, como os ciclos de 
enchente e vazante dos rios e o movimento das geleiras, podem ser medidas 
diretamente por relógios ou calendáriosconvencionais. Entretanto, como medir e 
sequenciar processos geológicos de longa duração? São esses os principais desafios 
da geologia. Quando as cadeias de montanhas, como os Andes e os Himalaias, 
começaram a se formar? Como se formaram os oceanos, como o Atlântico e o Pacífico? 
E porque a Terra passa por frequentes idades do gelo? Para responder tais 
questionamentos, é necessário métodos e instrumentos adequados para caracterizar os 
processos geológicos do passado e medir os longos períodos de tempo envolvidos 
nesses processos o que, evidentemente, não pode ser feito por relógios convencionais. 
Para reconhecer e caracterizar os processos geológicos antigos, os geólogos procuram 
por vestígios desses processos que ficam preservados nas rochas, tal como um 
investigador a procura de indícios de um acontecimento já ocorrido. As rochas 
preservadas da erosão funcionam como uma espécie de memória da Terra, onde ficam 
armazenados registros dos processos geológicos que as formaram ou as afetaram. 
Entretanto, frequentemente os vestígios geológicos são incompletos, removidos pela 
erosão e/ou superpostos com outros processos, dificultando sua interpretação. E que 
Figura 7.1- Escala logarítmica do tempo de duração de alguns processos geológicos e físicos. 
 
239 
relógios seriam capazes de medir o tempo geológico? Além de medir a idade das rochas, 
é preciso um método que permita comparar as idades das rochas situadas em 
continentes separados e construir um calendário geológico que possa ser utilizado em 
todo o planeta para estabelecer a sequência em que as rochas e os processos 
geológicos, inclusive a evolução da vida, se formaram em suas respectivas idades. Esse 
instrumento, denominado , foi elaborado após dois séculos de 
pesquisas geológicas. 
 Os geólogos do século 19 estabeleceram princípios e métodos que permitiram 
determinar as idades relativas dos estratos sedimentares e, desse modo, definir uma 
ordem cronológica para os eventos geológicos que formaram as formações rochosas. A 
datação relativa, com base principalmente no conteúdo fossilífero das rochas, permitiu a 
elaboração inicial da escala geológica do tempo. Posteriormente, no século 20, a partir 
da década de 1920, os geólogos passaram a utilizar a física do decaimento radioativo 
de alguns elementos químicos, como o urânio, rubídio e potássio, para determinar a 
idade isotópica (idade absoluta) das rochas, o que permitiu quantificar mais 
precisamente o tempo geológico e aperfeiçoar a escala geológica do tempo, tema 
principal dessa unidade. 
 Princípios fundamentais da geologia histórica 
 Os únicos registros disponíveis dos eventos geológicos passados são aqueles 
encontrados de forma incompleta nas rochas que se preservaram da erosão e dos 
processos de subducção. Considerando que somente rochas dos assoalhos oceânicos 
atuais mais recentes que 200Ma sobreviveram à subducção, a busca por rochas mais 
antigas que possam evidenciar grande parte da história geológica da Terra deve 
concentrar-se nos continentes. 
6.2.1- CRITÉRIOS ESTRATIGRÁFICOS 
A estratificação ou acamamento, uma estrutura sedimentar característica, 
constitui a base de três princípios simples, definidos pelo cientista dinamarquês Nicolaus 
Steno, no século 17, e utilizados para interpretar os eventos geológicos a partir de 
registros em rochas sedimentares (Fig. 7.2): 
 , pelo qual as camadas 
sedimentares são depositadas originalmente em posição horizontal. Camadas 
inclinadas ou dobradas são consideradas deformadas por esforços tectônicos, após a 
sua deposição. Entretanto, sabe-se atualmente que esse princípio não se aplica em 
pelo menos duas situações específicas: ambientes sedimentares de alta energia, 
onde se formam estratificações cruzadas e deposição em superfícies inclinadas como 
leques aluviais e frentes deltaicas. 
 , pelo qual, em uma sequência não perturbada 
tectonicamente, cada estrato sedimentar é mais novo que aqueles sotopostos (que 
lhe servem de base) e mais antigo que aqueles que o sobrepõem (que o cobrem). 
Esse princípio relaciona cada camada a uma unidade de tempo e uma série de 
camadas a uma espécie de linha de tempo vertical, ou seja, um registro parcial ou 
completo de um intervalo de tempo entre a camada inferior e a superior. 
 , pelo qual as camadas sedimentares são contínuas, 
estendendo-se e normalmente estreitando-se até as margens da bacia de deposição. 
Atualmente sabe-se também que nem sempre isso acontece, pois pode haver 
passagem lateral com interdigitação entre camadas diferentes. 
Com base nos princípios de Steno, uma sequência vertical de estratos 
sedimentares, denominada sucessão estratigráfica, pode ser considerada um registro 
cronológico da história geológica de uma região. Em uma sequência estratigráfica não 
perturbada pode-se dizer que uma camada é mais antiga que outra sobreposta, embora 
não se pode especificar a diferença de idade entre elas. Ou seja, as relações 
240 
estratigráficas podem fornecer as idades relativas das camadas, mas não as idades 
absolutas, pelas seguintes razões: A taxa de deposição dos sedimentos varia 
amplamente, não só entre os diferentes ambientes como também em um mesmo 
ambiente de sedimentação. Em uma sequência estratigráfica, frequentemente não 
ocorre sedimentação contínua entre o estrato mais antigo e o mais novo, havendo 
intervalos de tempo sem deposição ou removidos pela erosão. Embora esses lapsos de 
deposição possam ser reconhecidos, normalmente não é possível estabelecer com 
precisão quanto tempo esse intervalo representa. Além disso, a definição das idades 
relativas somente com base nas relações estratigráficas normalmente é restrita às 
regiões onde haja continuidade das exposições rochosas e não funcionam bem entre 
regiões muito distantes, sem continuidade dos afloramentos entre elas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Para interpretar os registros geológicos, os princípios de Steno são associados 
com outros critérios, tais como: interpretação de estruturas geológicas, como falhas, 
dobras e discordâncias, evidências de subsidência, soerguimento, deformação e erosão, 
e reconstrução dedutiva dos ambientes sedimentares de deposição e das condições 
originais das rochas que foram deformadas e metamorfisadas. 
Os lapsos de sedimentação foram estuados por James Hutton, no final do século 
18, que os denominou de , definidas como uma superfície entre duas 
camadas sedimentares que não foram depositadas em uma sequência contínua (Fig. 6.3 
e 6.4). Desse modo, uma discordância representa um intervalo de tempo sem deposição, 
causado normalmente por duas maneiras: Soerguimento tectônico da região, expondo 
a sequência sedimentar acima do nível do mar e, portanto, à erosão. Abaixamento do 
nível do mar causado, por exemplo, por glaciação, até que a sequência sedimentar fique 
exposta e sujeita à erosão. De acordo com a relação entre o pacote de camadas 
superiores e inferiores, as discordâncias podem ser classificadas em três tipos: 
 , ou discordância erosiva, entre um conjunto superior de camadas, 
assentadas sobre uma superfície erosiva, e um pacote inferior de camadas não 
deformadas, dispostas na posição horizontal (Fig. 7.3). 
 discordância na qual um pacote superior de camadas 
sobrepõe-se a um pacote inferior cujas camadas foram dobradas ou basculadas por 
processos tectônicos e sofreram erosão antes da deposição do pacote superior. Em 
uma discordância angular, portanto, o acamamento dos dois pacotes de camadas 
(superior e o inferior), não são paralelos (Fig. 7.4a). A figura 7.4b mostra uma 
espetacular discordância angular entre dois pacotes sedimentares na base da 
sequência do Grand Canyon, Colorado, EUA. 
 , ou discordância litológica, em que o pacote superior de camadas 
recobre rochas não sedimentares (metamórficas ou magmáticas). 
Figura 7.2- Interpretação do ambiente de deposição de uma sequência sedimentar no canyon 
Marble, um braço do Grand Canyon, Colorado, EUA (a) e das idades relativas das camadas (b).a b 
241 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Uma discordância erosiva (desconformidade) representa um intervalo de tempo 
em que a sequência sedimentar ficou exposta à erosão (sem deposição), causada 
normalmente por soerguimento tectônico ou abaixamento do nível do mar, cujos indícios, 
de um ou outro mecanismo, podem ser verificados no registro geológico. Por outro lado, 
em uma discordância angular, além da erosão sofrida pela camada inferior, esta foi 
deformada e dobrada de tal forma que seus estratos não se encontram mais na posição 
horizontal, fazendo um ângulo em relação a camada superior não deformada. 
 
Figura 7.3- Discordância erosiva (desconformidade), 
formada por meio de soerguimento e erosão da sequência 
sedimentar, seguido de subsidência e outro ciclo sedimentar. 
 
A erosão removeu a camada D e parte da C, deixando uma 
superfície irregular de morros e vales. 
Soerguimento tectônico das camadas acima do nível do 
mar, expondo-as à erosão 
Os sedimentos acumulam-se sob o mar nas camadas A-D. 
subsidência da região com subida do nível do mar e invasão 
marinha. Nova deposição de uma camada E sobre a 
camada C, preservando a superfície irregular entre as 
camadas E e C, como uma discordância. 
 
 
 
242 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Subsidência da região com subida do nível do mar e 
invasão marinha. Novo ciclo sedimentar sobre a 
superfície erosiva do ciclo anterior, preservando a 
superfície erosiva como uma discordância angular. 
Figura 7.4- Discordância angular, formada por meio de soerguimento e erosão da sequência, 
com dobramento e deformação da sequência sedimentar, seguido de subsidência e novo ciclo 
sedimentar (a). Discordância angular no Grand Canyon (b). 
 
a b 
Discordância angular na base da sequência 
sedimentar do Grand Canyon, Colorado, EUA, 
entre o arenito horizontal Tapeats e o folhelho 
pré-cambriano Wapatai sotoposto e fortemente 
dobrado. 
 
 
Os sedimentos 
acumulam-se em 
camadas sob o nível 
do mar 
 
 
Soerguimento 
tectônico com 
dobramentos, 
deformação das 
camadas e formação 
de montanhas 
Remoção 
do topo das 
camadas pela 
erosão, deixando 
um plano irregular 
de várias camadas 
dobradas. 
 
 
a 
243 
Outro critério importante utilizado na 
interpretação das idades relativas, resgatado 
dos registros geológicos, são as relações de 
seccionamento, tais como intrusões de corpos 
magmáticos e deslocamentos provocados por 
falhas. (Fig. 7.5), também definido inicialmente 
por James Hutton. Se um corpo magmático 
(dique ou outros plutons) é intrusivo em uma 
rocha, esta rocha é mais antiga que o corpo 
magmático. Do mesmo modo, se uma feição 
geológica de uma rocha (acamamento, foliação, 
etc.) foi deslocada por uma falha, a rocha que 
contém a feição é mais antiga que a falha. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
: 
Os sedimentos 
acumulam-se 
em camadas 
sob o nível do 
mar. 
 
: 
Soerguimento tectônico com dobramento e 
deformação das camadas sedimentares durante a 
formação de cadeia de montanha. 
 
: 
Intrusão de dique magmático nas camadas dobradas, 
cortando-as transversalmente. Como o dique corta as 
camadas dobradas, conclui-se que a sedimentação e o 
dobramento antecederam a intrusão. 
 
: 
Falhamento desloca as camadas e o dique, o que indica 
que o falhamento é considerado posterior à intrusão do 
dique, ou seja, o último evento reconhecido na região. 
 
Figura 7.5- Duas feições de seccionamento que ajudam a estabelecer as idades relativas dos 
eventos geológicos: intrusão de corpos magmáticos (dique) no tempo 3 (a) e granito intrusivo 
(b). Falha geológica que corta as camadas e o dique no tempo 4 (a). 
 
Vale do rio Tilt, Escócia, mostrando um 
granito penetrando (intrudindo) rochas 
sedimentares mais antigas, onde James 
 
Rio Tilt 
 
a 
b 
Hutton 
concebeu o 
princípio das 
relações de 
seccionamento. 
 
244 
Nas três últimas décadas do século passado, foi desenvolvido o conceito de 
sequências estratigráficas, auxiliado pela geofísica (sismologia, Fig. 7.6a). A sequência 
é um conjunto de estratos sedimentares limitados no topo e na base por discordâncias 
(Fig. 7.6b). Um exemplo típico são as sequências deltaicas, nas quais duas sequências 
normalmente se formam: sequência basal (A nas figuras 7.6b, c), constituída por 
sedimentos clásticos finos (argila e lama) e uma sequência de topo (B nas figuras 7.6 b, 
c) formada por areias que avançam mar a dentro à medida que o delta cresce. Se o nível 
do mar subir, uma nova sequência deltaica se forma em direção ao continente (C nas 
figuras 7.6b, d), constituindo uma sequência transgressiva. Se o nível do mar descer, 
forma uma nova sequência estratigráfica regressiva em direção ao oceano. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
7.2.2- CRITÉRIOS PALEONTOLÓGICOS: com base nos fósseis 
As limitações das interpretações das idades relativas com base apenas nas 
relações estratigráficas foram em parte solucionadas com os fósseis que se tornaram a 
ferramenta mais importante na construção de uma escala geológica do tempo global, 
antes do advento da geocronologia isotópica. Um dos primeiros pensadores modernos 
a reconhecer os fósseis como vestígios de vida antiga foi Leonardo da Vinci, no século 
15. Mas foi somente no final do século 18 que a Paleontologia (campo das geociências 
que estuda os fósseis) se estabeleceu como ciência, ao lado da Geologia, com o objetivo 
de estudar a vida antiga a partir do registro fóssil. Fósseis bem preservados só ocorrem 
em rochas sedimentares. Eles não resistem às altas temperaturas magmáticas e 
raramente são encontrados em rochas metamórficas, pois quando ocorrem nessas 
rochas encontram-se tão deformados que dificilmente podem ser reconhecidos. 
Figura 7.6- Sequência deltaica transgressiva mostrada no perfil sísmico (a), com três 
sequências (b). A interpretação do perfil: uma sequência deltaica se formou (c), com duas 
unidades, A (basal) e B (topo), sobreposta por uma terceira sequência transgressiva C (d). 
 
a b 
c d 
245 
Os fósseis mais antigos conhecidos são de estromatólitos, encontrados em rochas 
com idades entre 3.800 a 3.500Ma, da era pré-cambriana. Os estromatólitos são 
estruturas orgânicas tubiformes, silicosas ou carbonáticas, formadas por micro-
organismos unicelulares primitivos, procarionte (células sem núcleo), principalmente 
cianobactérias. Os fósseis de estromatólitos constituem as primeiras evidências diretas 
de vida primitiva (Fig. 7.7a, b). A partir de 2.500Ma o registro fóssil da vida na Terra 
tornou-se progressivamente mais rico, revelando uma espetacular evolução adaptativa 
dos seres pioneiros da vida terrestre. A partir de 2.000Ma surgiram os primeiros micro-
organismos unicelulares eucariontes, formados por células com núcleo, como os fungos. 
Fósseis de fungos são raros, pois estes micro-organismos não possuem partes duras e 
são observados somente em estruturas fossilizadas interpretadas como colônias 
fúngicas. As algas marinhas foram os primeiros organismos multicelulares que surgiram 
na Terra, cujos fósseis também são raros e ocorrem principalmente como moldes 
preservados nas rochas (Fig. 7.7c), pois as algas antigas não possuíam partes duras. 
Moldes fósseis interpretados como de algas vermelhas, datados de 1600Ma, 
encontrados na Índia, são os vestígios mais antigos de vida vegetal reconhecida. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Após a glaciação Marinoan (há cerca de 650 a 635Ma), surgiram os primeiros 
seres invertebrados do reino animal, no final da era pré-cambriana, há 600Ma, que 
evoluíram em uma sequência de picos biológicos no período Cambriano (543 a 510Ma) 
e deixaram um robusto registro fóssil. O primeiro pulso produziu seres invertebrados 
simples, como águas vivas e samambaias, e também organismos invertebradoscom 
exoesqueleto (casulo ou carapaça), como os metazoários namacalathus (Fig. 7.8a, b), 
os primeiros organismos reconhecidos com exoesqueleto calcífero, que viveram apenas 
7Ma e foram logo extintos, no final da era pré-cambriana. O segundo pulso foi um breve 
período entre 545 e 530Ma em que houve uma explosão biológica, referida como Big 
Bang biológico cambriano, no qual surgiram 8 ramos do reino animal invertebrado, com 
exoesqueleto, incluindo os ancestrais de quase todos os animais que conhecemos hoje. 
Eram criaturas esquisitas, como o hallucigenia (Fig. 7.8c), além de vermes terrestres e 
marinhos, estrelas do mar, moluscos, insetos, crustáceos, cordados (Fig. 7.8d) e os 
trilobitas, um tipo invertebrado da classe dos artrópodes, extinto no permiano (Fig. 7.8e). 
Esses organismos cambrianos, com partes duras ricas em cálcio, deixaram, pela 
primeira vez, carcaças fósseis bem preservadas no registro geológico, como os 
protozoários foraminíferos e radiolários, micro-organismos protistas planctônicos, com 
carapaças carbonáticas (foraminíferos) ou silicosas (radiolários), encontrados como 
microfósseis em sedimentos marinhos (Fig. 7.9a, b), desde o cambriano até o recente. 
Diatomáceas são algas unicelulares microscópicas com carapaças silicosas, o 
fitoplâncton mais comum nos ambientes marinhos e lacustres, que produzem, por 
fotossíntese, 20 a 50% do oxigênio liberado para a atmosfera a cada ano. Braquiópodes 
são organismos invertebrados marinhos com carapaças bivalves calcíferas ou fosfáticas 
(Fig. 7.9c, d), encontrados como fósseis, do cambriano ao recente. 
Figura 7.7- Formação ferrífera arqueana (3,77 Ga) com estromatólito, 
Quebec, Canada (a). Estromatólito carbonático arqueano de 3,7 Ga, 
em Isua, Groenlândia (b). Molde fóssil de alga, deserto da Austrália (c). 
 
b a c 
246 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Foi um agrimensor inglês, William Smith, um dos pioneiros na aplicação dos 
fósseis na estratigrafia para definir as idades relativas das camadas e fazer correlações 
estratigráficas. Ao trabalhar na construção de canais para escoamento de carvão, na 
Grã-Bretanha, Smith observou que as camadas de rochas sedimentares expostas nos 
canais podiam ser ordenadas com base nas características peculiares das rochas e dos 
fósseis nelas contidos, o que permitia definir as idades relativas dos conjuntos de 
estratos, mesmo que regionalmente descontínuos. As observações de Smith, na 
Inglaterra, juntamente com os trabalhos dos cientistas franceses Georges Cuvier 
(paleontólogo) e Alexandre Brongniart (engenheiro de minas), na passagem do século 
18 para o 19, resultaram na definição do princípio de sucessão fóssil (ou sucessão 
biótica): fósseis ocorrem em conjuntos característicos das sucessivas épocas em que os 
organismos viveram, aparecendo sempre na mesma ordem, onde quer que os fósseis 
ocorram. Este princípio permite utilizar os fósseis para definir as idades relativas das 
rochas sedimentares em todo o mundo, por meio das correlações fossilíferas ou 
bioestratigráficas (Fig. 7.10). 
 
a b c 
d 
Figura 7.8- Fósseis do Pré-cambriano: moldes fósseis de 
namacalathus (a) e a reconstituição de sua forma (b). Fósseis 
do Cambriano: hallucigenia (c), cordado (d) e trilobita (e). 
 
 
e 
0,1 mm 
a 
0,1 mm 
b 
3,0 cm 
c 
d 
Figura 7.9- Fósseis de foraminíferos (a), diatomáceas (b) 
e radiolários (c, d), este último moldes fósseis de 
carapaças de radiolário na rocha. 
 
 
247 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Uma categoria de fósseis, reconhecida primeiramente por Smith na Inglaterra e 
por Cuvier e Brongniart na França, merece destaque especial: os fósseis guias ou fósseis 
índices que são fósseis relativamente abundantes e facilmente reconhecíveis, de 
distribuição geográfica ampla e distribuição temporal (ou estratigráfica) restrita. São 
fósseis, portanto, de organismos que se espalharam rapidamente por grandes áreas e 
evoluíram para outras formas de vida ou se extinguiram em pouco tempo. Por causa 
dessas características, os fósseis guias são excelentes marcadores temporais que 
permitem correlações bioestratigráficas muito precisas em diferentes regiões da Terra. 
Em geral, os microfósseis apresentam melhores características de preservação, 
abundância, variedade, distribuição geográfica e temporal, para datações relativas e 
correlações bioestratigráficas. Em rochas marinhas, os melhores fósseis guias são de 
microrganismos planctônicos (microalgas, foraminíferos e radiolários), enquanto que em 
rochas continentais, esporos e grãos de pólen são os melhores fósseis. 
Para explicar todo esse espetacular registro fóssil nas rochas sedimentares, 
surgiram dois conceitos radicalmente opostos: catastrofismo de G. Cuvier, proposto 
em 1796, pelo qual o registro fóssil seria o resultado de sucessivas extinções 
cataclísmicas globais, seguidas pela criação de nova fauna e flora; evolução biológica 
de Charles Darwin, publicada em sua obra clássica “Origem das espécies”, de 1859, pela 
qual a grande diversidade do registro fóssil ao longo do tempo geológico seria o resultado 
da interação entre os seres e o meio ambiente, com a sobrevivência das formas de vida 
mais bem adaptadas ao meio e extinção daquelas que não conseguiram se manter, por 
meio da seleção natural. 
6.2.3- ESCALA DO TEMPO GEOLÓGICO 
No século 19 e início do século 20, os geólogos utilizaram os princípios de datação 
relativa e reuniram informações de afloramentos de todo o mundo para compor uma 
escala geológica do tempo completa e global, um verdadeiro calendário de idades 
relativas da história geológica da Terra, em que cada intervalo de tempo está relacionado 
a um pacote de rochas e seus respectivos fósseis. Embora a escala do tempo geológico 
tenha sido melhor calibrada por meio da datação absoluta, surgida no início do século 
20, e ainda esteja em constante aperfeiçoamento, suas principais divisões, estabelecidas 
originalmente, têm se mantido inalteradas. A escala do tempo geológico foi dividida, 
inicialmente, em três unidades principais de tempo: eras, períodos e épocas, da maior 
duração temporal (era) para menor duração (época). Posteriormente, já na metade do 
século 20, as eras foram agrupadas em uma unidade de tempo maior, o éon, com três 
Figura 7.10- Correlação bioestratigráfica entre três regiões (1, 2 e 3). Entre as regiões 2 e 3 
ocorre somente a sequência A e na região 3 a sequência B não ocorre. 
 
 
248 
éons, do mais antigo para o maior jovem: Arqueano, Proterozoico e Fanerozoico. Um 
quarto éon (Hadeano) foi introduzido para o período inicial da Terra, antes do Arqueano. 
 (do grego hades: inferno), é o éon mais antigo. Começou em torno de 
4.570 milhões (Ma) ou 4,57 bilhões (Ga) de anos, com o início do processo de formação 
dos planetas do sistema solar e terminou, na Terra, há aproximadamente 3,85Ga 
quando surgiram as primeiras rochas do planeta, marcando o início do éon Arqueano. 
Portanto não há registro de rocha com idade hadeana. 
 (do grego archaios: antigo), entre 2,85 e 2,5Ga. Durante o Arqueano, 
os sistemas do geodínamo, da tectônica de placas e do clima, entraram em atividade. 
Formaram-se os núcleos da maioria dos continentes, quando o sistema de tectônica de 
placas operava de modo um pouco diferente de como passou a atuar nos éons 
posteriores. Fósseis de organismos unicelulares primitivos (estromatólitos) ocorrem em 
algumas rochas arqueanas. 
, do grego próteros (anterior) e zoicós (vida), entre 2,5Ga e 543Ma. 
Durante o Proterozoico, os regimes de tectônica de placas e do clima passaram a ser 
semelhantes aos do Fanerozoico. No Proterozoico, micro-organismos fotossintéticos 
(microalgas) passaram a produzir oxigênio, o qual começou a reagir com o ferro reduzido 
(Fe+2) disponível nos oceanos, formando expressivos depósitos de óxido de ferro nos 
oceanos. A precipitação de óxido de ferro manteve o nível de oxigênio muito baixo na 
atmosfera proterozoica até que todo o ferro dos oceanosfosse consumido. Com o fim 
da precipitação de óxido de ferro, o teor de oxigênio da atmosfera começou a subir e, no 
final do Proterozoico, atingiu os níveis atuais (21%), o que pode ter promovido a evolução 
de formas de vida unicelulares para algas e animais multicelulares, preservados no 
registro fóssil do Proterozoico. 
, do grego phanerós (visível) e zoikós (vida), o mais recente e mais 
bem estudado éon que abrange os últimos 543Ma da história da Terra. Muitas 
sequências de rochas do Fanerozoico contêm abundantes fósseis de organismos 
invertebrados e vertebrados. A grande maioria das reservas de petróleo e gás formaram-
se durante o Fanerozoico. 
O éon Fanerozoico é subdividido em três : (vida antiga), entre 543 
a 251Ma, (vida média), entre 251 a 65Ma, e (vida recente), a partir 
de 65Ma ao presente (Fig. 7.11a). As eras foram as unidades maiores de tempo durante 
a montagem da escala do tempo geológico, no século 19, as quais foram subdivididas 
em 11 , com base no registro fóssil de rochas sedimentares, e denominados 
conforme o nome da localidade geográfica onde as formações geológicas estão melhor 
expostas, ou onde foram descritas pela primeira vez, ou ainda por alguma característica 
peculiar das formações. Rochas afossilíferas (ígneas e metamórficas) não foram 
diretamente envolvidas na construção inicial da escala do tempo geológico. Desse modo, 
o período mais antigo, com rochas fossilíferas, foi definido no País de Gales, onde foi 
observado o contato de rochas fossilíferas mais antigas da Grã-Bretanha com rochas 
ígneas e metamórficas mais antigas ainda, porém aparentemente sem fósseis. Essa 
importante discordância tornou-se a base do primeiro período da escala do tempo 
geológico, denominado Cambriano, em alusão ao nome romano da Inglaterra (Cambria). 
Como as rochas ígneas e metamórficas (sem fósseis), mais antigas que o Cambriano, 
não puderam ser subdivididas, foram incluídas em uma unidade temporal denominada 
Pré-cambriano, uma espécie de superéon que engloba os éons Hadeano, Arqueano e 
Proterozoico. 
Nomes de outros períodos foram derivados de termos geográficos, como o 
Devoniano (de Devonshire, Inglaterra), Permiano (da cidade de Perm, Rússia), Jurássico 
(dos montes Jura, na França e Suíça), ou de termos geológicos, como Carbonífero, em 
referência às rochas portadoras de carvão da Europa e América do Norte, ou de termos 
culturais, como Ordoviciano e Siluriano, em alusão aos nomes das tribos Ordovices e 
249 
Silures que habitavam o País de Gales. O período Triássico foi denominado em 
referência a sua subdivisão em três sequências litológicas distintas, e o Cretáceo, do 
francês cré (giz em português), em referência a grande quantidade de calcáreo fino nas 
rochas desse período. As denominações dos dois períodos mais jovens, Terciário e 
Quaternário, foram termos herdados das arcaicas denominações de rochas terciárias e 
quaternárias. Os 11 períodos foram agrupados nas três eras: Paleozoico, com 5 períodos 
(Cambriano, Ordoviciano, Siluriano, Devoniano, Carbonífero e Permiano), Mesozoico, 
com três períodos (Triássico, Jurássico e Cretáceo) e Cenozoico, com dois períodos 
(Terciário e Quaternário). Os períodos são subdivididos em , sendo as mais bem 
conhecidas aquelas do período Terciário, subdividido em cinco épocas: Paleoceno (65 
a 57,8Ma), Eoceno (57,8 a 36,6Ma), Oligoceno (36,6 a 23,7Ma), Mioceno (23,7 a 6,0Ma) 
e Plioceno (6 a 1,8Ma atrás), e do Quaternário, subdividido em duas épocas: Pleistoceno 
(1,8 a 0,012Ma) e Holoceno (11,65 mil anos ao presente), conforme a figura 7.11a. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.11- Escala do tempo geológico (a), com 4 éons, 3 eras do éon Fanerozoico e 11 
períodos (6 na era paleozoica, 3 na mesozoica e 2 na cenozoica). Fita do tempo geológico (b). 
 
 
65 
 
a 
b 
0,012 
 
 
250 
As épocas podem ainda ser subdivididas em , normalmente medida em 
milhares de anos (ma). Por exemplo, a época atual (Holoceno) é subdivida em três 
idades: Gronelandês (11,65 a 8,33ma), cujo início foi marcado pela última glaciação há 
11,65ma, Norte-Gripiano (8,2 a 4,2ma), cujo início foi marcado por uma pequena idade 
do gelo há 8,2ma, denominada 8,2Kiloyear event, e Meghalaiano (4,2ma ao presente), 
a idade atual. O início desta idade foi marcado por uma seca há 4,2ma que durou dois 
séculos e afetou praticamente todas as civilizações humanas da época (Egito, Grécia, 
Roma, Fenícia, Ásia Menor Síria, Mesopotâmia). Discute-se atualmente se os impactos 
da humanidade no planeta justificam a criação de uma nova época do período 
Quaternário, denominada Antropoceno, cujo início seria marcado pela revolução 
industrial no final do século 18, mas não há ainda uma definição nem da criação dessa 
nova época e nem de seu início. 
A montagem da escala do tempo geológico mudou a concepção temporal da 
história da Terra. Antes dessa escala do tempo, muitos cientistas, fortemente 
influenciados por dogmas religiosos, imaginavam a evolução da Terra modelada por uma 
série de eventos catastróficos ocorridos em apenas poucos milhares de anos. A escala 
do tempo geológico mostra que a Terra, tal como se encontra atualmente, é o produto 
de uma série de processos geológicos operando uniformemente e lentamente durante 
um intervalo de tempo muito maior, medido em milhões ou até bilhões de anos, uma 
mudança impressionante na dimensão do tempo. Entretanto, todo o espetacular e 
imenso trabalho inicial foi feito em rochas sedimentares fossilíferas do éon Fanerozoico 
que engloba somente os últimos 540Ma da história da Terra, o que representa apenas 
em torno de 12% do tempo geológico total de 4,56Ga (faixa verde e amarela na Fig. 
7.11b). O Pré-cambriano (éons Hadeano, Arqueano e Proterozoico) corresponde aos 
88% do tempo restante da história da Terra (faixa laranja, azul e lilás na figura 7.11b) 
que não podia ser estudado com base nos fósseis. Essa maior e importante parte da 
história de nosso planeta só começou a ser melhor estudada com o advento da datação 
absoluta pelos métodos radiométricos ou geocronológicos. 
 
 Datação absoluta 
7.3.1- INTRODUÇÃO 
A datação relativa com base nos fósseis tem duas limitações importantes como 
ferramenta cronológica: permite apenas ordenar os processos e as rochas em uma 
sequência temporal, sem determinar suas idades absolutas; restringe a datação às 
rochas fossilíferas (sedimentares), que começaram a se formar apenas no início do 
Paleozoico, quando a Terra já tinha pouco mais de 4 bilhões de anos. A datação com 
base nos fósseis não abrange as rochas magmáticas e metamórficas (afossilíferas) que 
compõem em torno de 95% do volume da crosta. Para superar essas duas limitações 
precisava-se descobrir um método de datação absoluto que pudesse datar rochas 
ígneas e metamórficas. 
Em 1986, o físico francês Antoine H. Becquerel descobriu a radioatividade do 
urânio e em 1898 o casal de físicos franceses, Marie e Pierre Curie, descobriram mais 
dois elementos radioativos, o rádio (Ra) e o polônio (Po). Pelo feito, Becquerel e o casal 
Curie ganharam o prêmio Nobel de física de 1903. Em 1905, o físico neozelandês Ernest 
Rutherford demonstrou que a radioatividade dos elementos ocorre por um processo 
espontâneo de desintegração (ou decaimento) do núcleo que emite partículas e radiação 
eletromagnética, com uma taxa de decaimento constante, transformando um elemento 
radioativo em outro elemento estável. Como a taxa de decaimento radioativo não é 
afetada por mudanças físicas e químicas do meio onde ocorre, Rutherford sugeriu que a 
radioatividade poderia ser usada como relógio natural para calcular a idade absoluta de 
uma rocha ou mineral. Ele chegou a calcular a idade de amostras de minerais de urânio, 
com base no decaimento do rádio para hélio (He), e obteve uma idade em torno de 
251 
500Ma. Estava dado, portanto, o pontapé inicial para desenvolver um método confiável 
e preciso de datação absoluta das rochas por meio da radioatividade,ramo das 
geociências que passou a denominar-se geocronologia. 
A radioatividade é uma reação nuclear que ocorre em isótopos radioativos de 
alguns elementos. O núcleo desses elementos é instável e se transforma 
espontaneamente em outro elemento com emissão de partículas e liberação de energia 
radioativa, processo denominado decaimento ou desintegração radioativa. O elemento 
com núcleo instável (radioativo) que está desintegrando é denominado elemento-pai e o 
elemento formado a partir do decaimento do elemento-pai é o elemento-filho. Durante o 
decaimento de um isótopo radioativo, a reação continua até o elemento pai se 
transformar em um elemento filho estável (isótopo radiogênico), após um determinado 
tempo de decaimento. Isótopos são elementos químicos com o mesmo número atômico 
(Z) e diferentes números de massa (A). Ex.: existem dois isótopos estáveis do carbono 
(Z = 6), o carbono 12 (
12
6C), com A = 12, e o carbono 13 (
13
6C), com A = 13, e diversos 
isótopos radioativos, sendo o mais comum o carbono 14 (
14
6C), com A = 14, (Fig. 7.12). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Três tipos de decaimento ocorrem nos processos radioativos (Fig. 7.13): 
 Decaimento alfa ( ): o núcleo instável emite uma partícula (2 prótons + 2 nêutrons) 
e, portanto, o elemento-filho terá seu número atômico (Z) reduzido em 2 unidades e 
seu número de massa reduzido em 4 unidades. Ex.: U92
238 Th90
234 + + + energia. 
 Decaimento beta (): um dos nêutrons do 
núcleo instável transforma-se em próton por 
emissão de uma partícula  (elétron), 
aumentando o número atômico (Z) do elemento-
filho em 1 unidade, sem alterar sua massa. 
Ex.: Rb37
87 Sr38
87 + ‾ + energia. 
 Captura de elétrons: um próton do núcleo 
instável captura um elétron da camada de 
elétrons em volta do núcleo e se transforma em 
nêutron, diminuindo o (Z) do elemento-filho em 1 
unidade, sem alterar seu número de massa (A). 
Ex.: K19
40
 + e‾ Ar18
40 +  + energia. Gama ( ) 
é uma radiação eletromagnética energética e de 
pequeno comprimento de onda, subproduto dos 
decaimentos ,  e captura de elétrons. 
 
 
 
Figura 7.12- Três isótopos de carbono (Z = 6): 
12
6C (estável), 
13
6C (estável) e 
14
6C (radioativo). 
 
 
b 
a 
c 
Figura 7.13 Tipos de decaimento radioativo: 
emissão de partícula (a); emissão de partícula 
 (b); captura de elétron (c). 
 
 
252 
Rutherford demonstrou que o decaimento radioativo é um processo nuclear 
exponencial que nunca termina, e que pode ser representado pela equação M = MO/2x, 
onde M é a massa do elemento filho e MO a massa do elemento radiativo que está 
decaindo, cuja unidade (x = 1) ele denominou de . Desse modo, meia-vida 
corresponde ao tempo decorrido para que metade da quantidade original de isótopos 
radioativos se transforme em isótopos estáveis, denominados radiogênicos (Fig. 7.14). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O princípio da datação radiométrica baseia-se no seguinte: conhecendo-se a 
quantidade de um isótopo radiogênico estável (filho) recém-formado e do isótopo 
radioativo (pai) que lhe deu origem, bem como a taxa de decaimento do par de isótopos, 
é possível calcular o tempo que transcorreu desde que o relógio radioativo (decaimento 
do isótopo pai) começou a bater. Por meio de análises isotópicas quantitativas em 
equipamentos denominados espectrômetros de massa, se obtém a quantidade que 
ainda resta do isótopo radioativo (pai) e do isótopo estável (filho) gerado pelo decaimento 
do isótopo radioativo. Com os valores analíticos obtidos pelo espectrômetro e a meia-
vida do par de isótopos (pai e filho), é possível calcular a quantidade original do isótopo 
radioativo (pai), quando não havia ainda isótopos radiogênicos (filho) e quanto tempo 
levou para produzir a quantidade de isótopo estável (filho) obtida pelo espectrômetro de 
massa, que deve corresponder à idade do mineral ou rocha que contém o par de 
isótopos. Por exemplo, o rubídio (Rb), com Z=37, tem um isótopo radioativo, o rubídio 
87 (87Rb) que, por meio de um decaimento beta (emissão de elétrons), forma um isótopo 
filho estável, o estrôncio 87 (87Sr), com Z=38 (Fig. 7.15). 
Análises isotópicas de uma 
amostra de rocha em um espectrômetro 
de massa forneceram a razão entre 
átomos de 87Rb e 87Sr como sendo 24:1. 
Sabendo-se que a meia-vida do 87Rb/87Sr 
é 48,8Ga, pode-se calcular a idade da 
rocha: 
 Átomos iniciais de 87Rb: 25 (24+1) 100% 
 Átomos finais de 87Sr: 1 (4%) 
Meia-vida (48,8Ga) 50% 
 (idade) 4% = 3,9Ga 
235U 
40Ar=0 
 
40K original (elemento pai) 1 
 
P
ro
p
o
rç
ão
 d
e 
át
o
m
o
s 
p
ai
 r
es
ta
n
te
s 
 
40Ar (elemento filho) 235U=1 
 
207Pb=0 
207Pb 235U=½ 
 
235U 235U = ¼ 
 
207Pb 
Figura 7.14- Demonstração gráfica do decaimento do 235U para 207Pb, com meia-vida = 704Ma 
(a), e do 40K para 40Ar, com meia-vida = 1.250 Ma (b), com aumento exponencial do elemento 
filho (207Pb, 40Ar) em relação ao elemento pai (235U, 40K) que está decaindo. 
 
 
a b 
Figura 7.15- Decaimento radioativo do 87Rb/87Sr 
253 
 3,9Ga foi o tempo decorrido desde que o rubídio da amostra analisada (acima) 
começou a decair, formando estrôncio. Apesar do tempo muito longo, apenas 4% do 
rubídio inicial foi transformado em estrôncio, por causa da meia-vida muito alta do par 
isotópico 87Rb/87Sr (48,8Ga). Se a amostra analisada é de uma rocha ígnea ou 
metamórfica, o tempo calculado deve corresponder à idade da rocha, porque o processo 
de cristalização magmática ou metamórfica provoca a perda do estrôncio radiogênico 
anterior, zerando o relógio isotópico. A partir do momento que a rocha cristaliza, o 
estrôncio radiogênico não pode mais escapar, o que só poderá acontecer se a rocha 
sofrer fusão ou for metamorfisada. 
Existem vários outros pares de isótopos radioativos e radiogênicos (pais e filhos) 
que são utilizados nos métodos geocronológicos. A escolha do método depende da 
composição do material a ser analisado, da noção de antiguidade da amostra e do tipo 
de problema geológico ou histórico a ser investigado (Fig. 7.16). O método U/Pb em 
zircão (silicato de zircônio que hospeda urânio radioativo), é utilizado principalmente para 
obter idades magmáticas, mesmo se a rocha estiver metamorfisada, pois o 
metamorfismo normalmente não consegue destruir o zircão, um mineral muito estável. 
Os métodos 87Rb/87Sr, 40K/40Ar e 40Ar/39Ar são mais sensíveis, zerando o sistema 
isotópico em temperaturas mais baixas que as magmáticas, podendo ser afetados pelos 
processos metamórficos e, portanto, podem ser usados para datar rochas metamórficas. 
Para datação de eventos humanos, de milhares de anos, é utilizado o carbono 14 (
14
6C), 
cuja meia vida é de 5.730 anos. Esses métodos tornaram-se viáveis com o 
aprimoramento dos espectrômetros de massa, a partir da década de 1950 do século 
passado, e também dos procedimentos químicos para preparar as amostras. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tal como o par 87Rb/87Sr, cujo isótopo radiativo (87Rb) se transforma para o 
isótopo filho (87Rb) por apenas um decaimento (emissão beta, sem mudar a massa A do 
filho), no par 40K/40Ar também o isótopo radioativo (40K) se transforma para o isótopo 
filho (40Ar) por um único decaimento (captura de elétrons, sem mudar a massa A do 
Figura 7.16- Principais métodos geocronológicos utilizados nas geociências para datação de 
rochas e minerais. O primeiro elemento do par é o isótopo pai e o segundo o filho. 
 
 
254 
filho). Entretanto os isótopos de urânio e tório possuem decaimento bem mais 
complexos, com uma série de decaimentos alfa e beta sequenciados até chegar no 
isótopo estável (Fig. 7.17). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Em rochas magmáticas metamorfisadas, para datar os dois processos deve-se 
utilizar dois métodos geocronológicos: o U/Pb para datar o magmatismo e um outro 
método mais sensível a temperatura, como o 39Ar/40Ar (Fig. 7.18).7.3.2- MÉTODO Rb-Sr 
 As idades isotópicas são normalmente obtidas por meio de diagramas X-Y 
isocrônicos, construídos com razões de dois pares de isótopos analisados, um no eixo 
horizontal (X) e o outro no eixo vertical (Y), para obter uma curva, normalmente reta, 
denominada isócrona. No método 87Rb/87Sr, os dois isótopos, o radioativo pai (87Rb) e 
o radiogênico filho (87Sr) são normalizados pelo isótopo de estrôncio estável (86Sr). 
Entretanto, nem todo o 87Sr foi originado pelo decaimento do 87Rb, uma vez que já havia 
uma quantidade inicial de 87Sr na rocha quando o 87Rb começou a decair. No eixo 
vertical, então, fica a razão entre o 87Sr total (radiogênico + inicial) e o estrôncio estável 
(87Sr/86Sr), e no eixo horizontal fica a razão entre o 87Rb e o estrôncio estável (87Rb/86Sr). 
Figura 7.17- Série de decaimento radioativo do 238U para 206Pb, cuja meia-vida é 4,47Ga. As 
setas para esquerda são decaimento alfa, com aumento do A, e as setas tracejadas para a 
direita são decaimento beta, sem mudança no A, acompanhados por liberação de hélio (He). 
 
 
(
) 
 
( ) 
 
Figura 7.18- Datação de um granito metamorfisado por dois métodos geocronológicos: U/Pb 
em zircão para datar o magmatismo e o 39Ar/40Ar para datar o metamorfismo. 
 
 
255 
As amostras podem ser de minerais ou de rocha total do corpo a ser datado, mas 
precisam apresentar alguma variação nos valores das razões para que se possa 
construir a isócrona. Se as amostras são todas cogenéticas (da mesma idade) devem 
ter se cristalizado com a mesma razão inicial dos isótopos de estrôncio (87Sr/86Sr) e os 
pontos deverão se alinhar, formando a isócrona (Fig. 7.19). A inclinação da reta é 
proporcional à idade das amostras e pode ser calculada pela equação da reta. 
Conhecendo-se a constante de desintegração do 87Rb pode-se calcular a idade do 
conjunto de amostras e a sua razão inicial. A razão inicial 87Sr/86Sr tem grande 
significado petrogenético, pois valores baixos (entre 0,702 e 0,706) indicam origem 
mantélica do material, e valores altos (em torno de 0,73) indicam origem crustal. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 A interseção da isócrona com o eixo Y determina a razão inicial (87Sr/86Sr) da 
rocha, o que permite recompor situação isotópica inicial (a, b, c), quando não havia 
estrôncio radiogênico (87Sr), somente o 87Sr inicial (igual para todas as amostras). 
Quando o 87Rb começou a decair para produzir o 87Sr radiogênico, esse processo 
evoluiu ao longo das linhas aa’, bb’, cc’ (perpendiculares à isócrona) até a situação atual 
(a’, b’, c’). O alinhamento dos pontos (a’, b’, c’) indica que as amostras são cogenéticas 
(com a mesma idade e com a mesma razão inicial). 
7.3.3- MÉTODO U-Pb 
 O método U/Pb em zircão é um dos mais importantes na geocronologia moderna 
por causa da sua precisão e abrangência, sobretudo em rochas magmáticas e 
metamórficas, nas quais tem exercido um papel fundamental no estudo de rochas 
antigas. O método é baseado no decaimento de dois isótopos radioativos de urânio (235U 
e 238U) que geram respectivamente os isótopos radiogênicos de chumbo 207Pb e 206Pb. 
Os diagramas isocrônicos são construídos com as razões 206Pb/U238 no eixo vertical e 
207Pb/U235 no eixo horizontal. Uma curva teórica de idades, denominada concórdia, é 
construída com base na desintegração dos dois isótopos radioativos de urânio. Cada par 
isotópico (206Pb/U238 e 207Pb/U235) gera uma idade independente que teoricamente são 
coincidentes em um ponto na curva concórdia. As análises das amostras a serem 
datadas são plotados no diagrama e quando recaem sobre a concórdia definem uma 
idade concordante para a rocha. Entretanto, as análises das amostras podem não 
coincidir exatamente com a curva concórdia por causa de eventuais perdas de Pb 
causadas por stress metamórfico ou tectônico sofrido pelo zircão, definindo idades 
discordantes. Por outro lado, os pontos das amostras formam uma reta, normalmente 
abaixo da concórdia, denominada discórdia, que intercepta a concórdia. O ponto de 
Figura 7.19- Diagrama isocrônico Rb/Sr. Os pontos a, b, c representam a situação inicial das 3 
amostras, com o mesmo valor do isótopo estável de estrôncio (86Sr) e valores diferentes do 
isótopo radioativo (87Rb). Os pontos a’, b’, c’ representam a situação atual das 3 amostras. 
 
 
 Y=ax+b 
b = coeficiente linear 
b = razão inicial 87Sr/86Sr 
a = coeficiente angular = tg 
tg = 
 = constante de decaimento 
do 87Rb. 
 = idade das amostras 
 
 
256 
intercepção entre a concórdia e a discórdia é interpretado como a idade da amostra (Fig. 
7.20a). Além do zircão, podem ser usados outros minerais que contenham urânio na sua 
estrutura cristalina, como a titanita (CaTiSiO5) e monazita (Ce,La,Y,Th)PO4. Estes dois 
minerais, porém, são mais sensíveis a temperatura e abrem o sistema isotópico entre 
650 e 700C, podendo ser afetados por processos metamórficos de alto grau. O zircão 
(Fig. 7.20b) é um silicato muito estável (ZrSiO4) que só abre seu sistema isotópico a 
partir de 800C, o que o torna mais adequado para datar rochas magmáticas mesmo que 
tenham sido afetadas por metamorfismo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
6.3.4- MÉTODO RADIOCARBONO 
O método radiocarbono, com base no decaimento do carbono 14 (14C) para 
nitrogênio 14 (14N), foi desenvolvido no início da década de 1950 do século passado, 
para datação de eventos humanos, de milhares de anos. O carbono (Z = 6) possui três 
isótopos: 12C6, 
13C6, 
14C6, este último 
radioativo, formado na atmosfera 
superior pela colisão de raios cósmicos 
com átomos de nitrogênio 14 (14N7), 
fazendo com que um nêutron toma o 
lugar de um próton do núcleo do 
nitrogênio transformando-o em 
carbono 14 radiativo, com diminuição 
de uma unidade número atômico 
(14C6). O 
14C6 decai novamente para 
(14N7) por emissão beta, com aumento 
de uma unidade no número atômico e 
meia-vida de 5.730 mil anos (Fig. 7.21). 
 
 
 
 
Os isótopos de carbono, inclusive o 14C, se combinam com o oxigênio da 
atmosfera, formando CO2 que é absorvido e continuamente renovado pelas planas e 
animais, mantendo a razão isótopo radioativo/isótopo estável (14C/12C) praticamente 
constante enquanto o organismo viver. Ao morrer, o organismo deixa de absorver 
carbono 14 e a razão (14C/12C) começa a diminuir, a uma taxa constante e conhecida, 
Figura 7.20- Diagrama isocrônico U/Pb, mostrando a curva concórdia, a reta discórdia e a idade 
da amostra na intercepção entre a concórdia e a discórdia (a). Cristais prismáticos de zircão (b). 
 
 
Cristal prismático 
bipiramidal de zircão 
ZrSiO4 
 
 
 
0,1 mm 
 
Microcristais 
de zircão 
 
 
b a 
Figura 7.21- Formação do isótopo de carbono radioativo (14C6) e seu decaimento para 
nitrogênio 14 (14N7) por emissão beta. 
 
 
257 
em função do decaimento radioativo do 14C para 14N, estabelecendo um cronômetro 
geocronológico, como nos demais casos abordados com meia-vidas mais longas. A 
medição precisa da razão 14C/12C permite determinar quando o organismo morreu. O 
método radiocarbono revolucionou a arqueologia e as investigações sobre as antigas 
civilizações humanas, pois permite determinar a idade de materiais orgânicos, como 
ossos, conchas, dentes, troncos, folhas, etc. Por causa da curta meia-vida, esse método 
é efetivo para materiais com até 70 mil anos, o que corresponde em torno de 12 meia-
vidas. Acima disso, a quantidade de carbono radioativo (14C) fica muito reduzida (em 
torno de 0,02%), abaixo do limite de detecção analítico. 
7.3.5- IDADE DA TERRA 
 Há séculos que o homem se questiona qual a idade da Terra e várias respostas, 
a essa pergunta, foram sendo propostas com valores cada vez mais altos. Mas a 
resposta final sobre a idade da Terra só pode ser obtida com a geocronologia isotópica. 
Mas não foi fácil chegar à resposta correta, pois as primeiras rochas formadas no éon 
Hadeano não existem mais, pelo menos até hoje não foram encontradas. Uma possível 
exceção foiuma rocha máfica encontrada no norte do Canadá, datada pelo método 
147Sm/143Nd com uma idade de 4,1Ga. Um zircão, provavelmente detrítico (em rochas 
sedimentares) encontrado na Austrália, foi datado em 4,3Ga, pelo método U-Pb. Se não 
há rochas do Hadeano, como determinar, então, com precisão, a idade da Terra? 
 Para resolver essa questão, o geoquímico americano Clair C. Paterson decidiu, 
em 1956, utilizar os meteoritos, com base na premissa de que esses corpos errantes do 
espaço devem ter a mesma idade da Terra, uma vez que se formaram na mesma época 
juntamente com toda a matéria do sistema solar. Patterson usou o método Pb-Pb para 
datar amostras de meteoritos cuidadosamente selecionados, um meteorito ferroso 
(siderito) e dois rochosos e ainda incluiu uma amostra de sedimento marinho do fundo 
oceânico do Pacífico. O chumbo é um elemento estável (não radioativo), mas seus 
isótopos radiogênicos (derivados de isótopos radioativos de U ou Th) podem ser usados 
também como relógio geocronológico. Patterson usou dois isótopos radiogênicos de Pb 
(206Pb e 207Pb) normalizados pelo isótopo não radiogênico 204Pb, para construir um 
diagrama isocrônico, com a razão 207Pb/204Pb no eixo vertical e a razão 206Pb/204Pb no 
eixo horizontal, e obteve um alinhamento perfeito dos pontos, com uma idade de 
4,55  0,07Ga (Fig. 7.22). Além de, finalmente, obter a idade da Terra, Patterson mostrou 
que o alinhamento perfeito da composição isotópica do sedimento marinho com os 
meteoritos demonstra que a Terra e os meteoritos tiveram a mesma origem, com a 
mesma evolução dos isótopos 
de chumbo, o que comprova a 
sua premissa original. Décadas 
de investigações radiométricas 
posteriores em outros meteoritos 
e utilizando métodos mais 
modernos, confirmaram a idade 
obtida por Patterson, sendo 
4,566Ga, o valor atualmente 
aceito para a idade da Terra. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.22- Diagrama isocrônico 
Pb/Pb de C. Patterson (1956) que 
determinou a idade da Terra, com 
amostras de meteoritos. 
 
 
258 
7.3.6- SUBDIVISÃO DOS ÉONS PRE-CAMBRIANOS 
 A geocronologia isotópica e as datações absolutas dela decorrentes 
estabeleceram um marco muito importante nas geociências. Antes da geocronologia 
isotópica, os geocientistas do século 19 conseguiram montar a escala do tempo 
geológico que mudou a ordem de grandeza temporal da história da Terra, de milhares 
de anos, estabelecido pelos dogmas religiosos, para milhões de anos, com base 
principalmente nos fósseis, e foram até o limite possível do conhecimento da época, até 
onde havia fósseis. Denominaram de Pré-cambriano todas as rochas mais antigas 
abaixo desse limite, justamente porque o Cambriano era a última fronteira estudada por 
meios dos fósseis. Mas eles tinham apenas uma vaga impressão da grande dimensão 
temporal do Pré-cambriano e não imaginavam que, apesar do grande esforço para 
montar a escala do tempo geológico, ela cobria apenas pouco mais de 10% do tempo 
geológico total da história da Terra. Ao permitir o estudo e datação das rochas mais 
antigas do Pré-cambriano, a geocronologia isotópica mudou mais uma vez a ordem de 
grandeza do tempo geológico, de milhões pra bilhões de anos. Além disso, a 
geocronologia isotópica permitiu ajustar, de maneira mais precisa e confiável, a 
dimensão do tempo no éon Fanerozoico e corrigir muitas lacunas e imprecisões 
temporais em épocas e períodos desse éon, trabalho que ainda continua, cada vez mais 
refinado. 
 No final do século 19 já se sabia que a duração do Pré-cambriano excedia em 
várias vezes a do Fanerozoico, mas a imensidão do Pré-cambriano só começou a ser 
visualizada, com mais exatidão, quando as primeiras idades absolutas de rochas antigas 
começaram a ser publicadas. Percebeu-se, então, o imenso trabalho que havia pela 
frente para estudar, cronometrar e subdividir essas rochas em eras e períodos, tal como 
no Fanerozoico, para completar, finalmente, a escala geológica do tempo. Os éons 
Proterozoico e Arqueano já foram divididos em eras e as eras proterozoicas em períodos, 
mas ainda há muito trabalho para as próximas gerações. 
O (2.500 a 542Ma), logo abaixo do éon Fanerozoico, foi subdividido 
em três eras, as quais estão subdivididas em períodos (tabela 7.1): 
❖ (1.000 a 542Ma), subdivido em três períodos: 
 Ediacarano (630 a 542Ma), logo abaixo do período cambriano da era paleozoica 
 Criogeniano (850 a 630Ma) 
 Toniano (1.000 a 850Ma) 
❖ (1.600 a 1.000Ma), subdividido em três períodos: 
 Eteniano (1.200 a 1.000Ma) 
 Ectasiano (1.400 a 1.200Ma) 
 Calymmiano (1.600 a 1.400Ma) 
❖ (2.500 a 1.600Ma), subdividido em quatro períodos: 
 Statheriano (1.800 a 1.600Ma) 
 Orosiriano (2.050 a 1800Ma) 
 Rhyaciano (2.300 a 2.050Ma) 
 Sideriano (2.500 a 2.300Ma) 
O (3.850 a 2.500Ma) foi subdividido em quatro eras, as quais não estão 
ainda subdivididas em períodos (tabela. 7.1): 
❖ (2.800 a 2.500Ma) 
❖ (3.200 a 2.800Ma) 
❖ (3.600 a 3.200Ma) 
❖ (3.800 a 3.600Ma) 
 
 
259 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 A coluna geológica acima mostra que o Pré-cambriano (Proterozoico + Arqueano 
+ Hadeano) compreende 4.018Ma, o que equivale a 88% da idade da Terra (4.560Ma) 
e o Fanerozoico corresponde a 542Ma, o que equivale apenas a 12% da idade da Terra. 
 
7.3.7- A LINHA DO TEMPO DA HISTÓRIA DA TERRA 
Ajustando a escala do tempo geológico com as idades absolutas obtidas, 
podemos construir uma linha do tempo de toda a história da Terra, iniciada em 4,56Ga, 
mostrada na figura 7.23 em forma de uma espiral, onde cada volta representa um bilhão 
de anos, ou seja, a espiral tem quatro voltas e meia. Podemos observar nessa figura 
quão pequeno é o éon fanerozoico em relação à história geológica da Terra e também o 
diminuto intervalo de tempo decorrido desde o início da evolução humana. Para 
compreender melhor esse período de tempo extraordinariamente vasto, podemos pensar 
a história da Terra fazendo uma correspondência a um ano do nosso calendário humano. 
À zero hora do dia primeiro de janeiro a Terra nasceu. Durante o mês de janeiro e parte 
do mês de fevereiro ela se estruturou em núcleo, manto e crosta. Em torno de 21 de 
fevereiro a vida surgiu. De março a setembro a Terra desenvolveu os continentes e 
bacias oceânicas, algumas semelhantes às atuais, e a tectônica de placas começou a 
operar. Em 25 de outubro, os organismos complexos, incluindo aqueles com carapaças, 
surgiram, começando a explosão de vida cambriana (big bang biológico). No dia 7 de 
dezembro surgiram os répteis e no Natal os dinossauros foram extintos. Os humanos 
modernos (homo sapiens) apareceram às 23 horas, na véspera do ano novo, e a última 
idade do gelo terminou às 23h 58min 45s desse dia. Três centésimos de segundo antes 
da meia noite Pedro Álvares Cabral aportou em Porto Seguro, na Bahia. E poucos 
milésimos de segundo antes da meia noite você nasceu. 
 
 
 
Tabela 7.1- Coluna geológica do Pré-cambriano, com as eras do Arqueano e as eras e períodos 
do Proterozoico. 
 
 
260 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.23- Linha do tempo geológico da história da Terra, em forma de espiral. Cada volta da 
espiral corresponde a um bilhão de anos. 
 
 
261 
 
 
 A história da humanidade está ligada à utilização de recursos naturais, minerais 
vegetais e energéticos, inclusive a água. Na idade da pedra o homem já utilizava o 
quartzo para fazer instrumentos de caça e luta e depois passou a utilizar alguns metais 
(bronze e ferro). O homem moderno continua utilizando o quartzo para produzir uma 
grande variedade de objetos, incluindo transístores e fibra ótica. Os recursos minerais 
forneceram os materiais e a energia necessários que viabilizaram e evolução das 
civilizações humanas que passaram a processar os alimentos, edificar construções e 
manufaturar bens de todos os tipos, cada vez mais complexos. Da idade da pedra para 
cá, a demanda por recursos minerais tem sido crescente para atenderas necessidades 
das sociedades tecnológicas atuais. As substâncias minerais, sejam elas metálicas, não 
metálicas, energéticas (combustíveis fósseis ou nucleares), ou gemas, fazem parte da 
nossa vida cotidiana e nos dão conforto e bem-estar, embora nem sempre de maneira 
perceptível. 
 Os recursos minerais são recursos naturais não renováveis, ou seja, não 
podem ser produzidos artificialmente ou gerados pela natureza tão rapidamente quanto 
o seu consumo pelo homem, sendo, portanto, finitos. Devido a sua importância na 
economia mundial, os principais recursos minerais, tais como metais e combustíveis 
fósseis, são mercadorias enquadradas na categoria de commodities, ou seja, com pouca 
transformação industrial e preços cotados nas bolsas de valores. Compatibilizar a 
exploração de recursos naturais finitos e não renováveis, de modo a não comprometer 
as gerações futuras, se tornou um dos principais problemas para o desenvolvimento 
econômico no final do século 20 e um dos aspectos essenciais do princípio de 
desenvolvimento sustentável. Este princípio surgiu com a constatação de que o aumento 
populacional, sem precedente no último século, e o correspondente aumento na 
demanda por recursos naturais não renováveis, tende a se agravar, tornando muito difícil 
evitar a exaustão de muitas commodities nos próximos 100 anos. Equilibrar a demanda 
por recursos naturais finitos com uma crescente população cada vez mais consumidora, 
é o grande desafio do desenvolvimento sustentável. Nesse sentido, pelo menos duas 
iniciativas responsáveis estão sendo propostas: reciclar metais de bens manufaturados 
sucateados, e substituir elementos e metais raros na natureza, utilizados pela indústria, 
por outros elementos mais abundantes. 
Porque os recursos minerais são tão importantes para a sociedade? Todo produto 
inorgânico utilizado pelo homem (vestuários, eletrodomésticos, remédios, cerâmica, 
fertilizantes, materiais de construção, etc.), se não é mineral bruto, é derivado de 
substâncias minerais (Fig. 8.1). Os metais, por exemplo, possuem algumas propriedades 
muito úteis na indústria, não encontradas em outros materiais, tais como resistência 
mecânica, condutividade térmica e elétrica e resistência a corrosão, que lhes permitem 
aplicações tecnológicas que outros materiais não podem substituir com o mesmo custo 
e eficiência. A indústria mineral, além de estratégica, representa uma parcela importante 
na economia de muitos países. Apesar da produção do setor mineral brasileiro ter 
crescido quase 10 vezes na primeira década do século 21, a participação da mineração 
em relação ao PIB brasileiro vem mantendo-se em torno de 4%. 
 Nessa unidade serão abordados os principais tipos de depósitos minerais e seus 
processos genéticos. Veremos que os depósitos minerais são também um tipo especial 
de material terrestre, intimamente relacionado às rochas já discutidas no módulo anterior. 
Na verdade, os minérios são rochas ou concentrações minerais especiais mais raras, de 
onde retiramos metais e elementos químicos importantes para o ser humano e, portanto, 
muito mais valiosos que as rochas comuns. 
 
262 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O conceito de depósito mineral não é somente um conceito geológico, pois 
envolve também um aspecto econômico. Existem três termos para os depósitos minerais 
diferenciados pelo aspecto econômico. Concentração mineral 
anômala, porém normalmente sem interesse econômico. 
Concentração mineral anômala, cuja viabilidade econômica depende ainda de estudo e 
avaliação. Toda concentração mineral suscetível de ser explorada 
economicamente, ou seja, com lucro. Portanto, para ser considerada uma jazida, um 
depósito mineral precisa se mostrar economicamente viável por meio de estudos de 
viabilidade econômica. 
: é o minério propriamente dito, constituído pelos 
(que contém os metais ou elementos de interesse econômico) + que é a 
parte do minério sem interesse econômico, como quartzo, carbonatos, feldspato, etc. 
(Fig. 8.2a). Com relação aos minerais de minério, existe dois tipos de minério: aqueles 
em que o interesse econômico está em um elemento químico do mineral de minério, que 
requerem técnicas de mineração mais complexas para extrair o(s) elemento(s). Podem 
ser metálicos (maioria são sulfetos e óxidos) ou não metálicos, como a apatita (minério 
de P) e a bauxita (minério de Al). aqueles em que o interesse econômico é o próprio 
mineral ou rocha, normalmente de mineração mais simples. Normalmente são minérios 
não metálicos, como a halita (sal gema), minerais industriais (talco, vermiculita, gipsita, 
cianita, coríndon, calcário, etc.), gemas. 
 Rocha ou um conjunto de rochas que contém os corpos 
mineralizados. rocha que contém o sistema mineralizado (corpos 
mineralizados + alteração), em alguns casos é a mesma rocha hospedeira (Fig. 8.2b). 
 Métodos e técnicas (geológicas, geoquímicas 
e geofísicas) de procura e identificação de depósitos minerais. São 
os procedimentos de mineração e lavra de uma jazida mineral. Se um programa de 
exploração mineral encontrar depósitos minerais, estes devem ser submetidos a estudos 
de viabilidade econômica e se alguns deles virar jazida mineral, poderão ser explotados. 
porcentagem do(s) elemento(s) de interesse econômico contido no minério. 
 (cut off) é o teor mínimo para viabilizar a explotação, definido para cada 
elemento e para cada depósito. Abaixo do teor de corte o minério não é explotável. 
Figura 8.1- Consumo médio global (per capta) dos principais recursos minerais utilizados 
anualmente pela sociedade moderna na indústria básica ou como fonte de energia. 
263 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 instalações físicas para explotar ou minerar (lavrar) uma jazida. 
 de um elemento químico em um corpo de minério é a razão 
entre o teor do elemento no minério e seu teor médio na crosta terrestre. Os elementos 
mais abundantes na crosta, como o ferro e alumínio, tem um fator de concentração 
menor que os elementos mais raros, menos abundantes na crosta, como o cobre, 
chumbo, zinco, ouro, mercúrio (Tabela 7.1). O fator de concentração expressa quanto 
um determinado elemento químico precisa ter seu teor aumentado, em relação a seu 
teor médio nas rochas da crosta, para se tornar um depósito mineral passível de ser 
aproveitado economicamente. As causas geológicas que levaram a aumentar a 
concentração desses elementos em centenas e até milhares de vezes, em determinadas 
localidades, é uma das grandes questões da geologia econômica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 , são o conteúdo de minério nos depósitos minerais 
identificados, no tempo presente, que podem ser explotados economicamente de acordo 
com a lei (Tabela 8.2). Dependendo do grau de conhecimento das reservas, elas são 
classificadas em (bem conhecidas, com erro menor que 10%), 
 (pouco conhecidas, com erro entre 10 e 20%) e 
(muito pouco conhecidas, com erro maior que 20%). As operações de lavra começam 
com as reservas medidas. 
, são a totalidade de determinados bens minerais que podem 
se tornar disponíveis para uso futuro. Incluem as reservas já identificadas, os depósitos 
que ainda precisam de estudos de viabilidade econômica e também os depósitos ainda 
não identificados, mas que, em função das características geológicas conhecidas da 
região, tem possibilidades de serem descobertos em programas de exploração mineral 
Figura 8.2- Minério de zinco (a) constituído pela esfalerita ZnS (mineral de minério) e 
carbonato dolomita (ganga). Veio mineralizado sulfetado encaixado em granito (b). 
Tabela 8.1- Fator de concentração em jazidas minerais de alguns metais. 
b 
a 
264 
(Tabela 8.2). É estratégico para qualquer país, conhecer e dimensionar seus recursos e 
reservas minerais como também gerenciá-los dentro do programa de governo para 
atender os interesses da nação da melhor forma possível. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Em relação às rochas encaixantes, as mineralizações podem ser: 
 mineralizaçãocontemporânea e formada pelo mesmo 
processo que sua rocha hospedeira e também estruturalmente concordante com ela. 
Exemplos: depósitos sedimentares e alguns tipos de depósitos magmáticos (Fig. 7.3). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
mineralização mais jovem e não 
cogenética com sua rocha hospedeira, ou seja, 
formada por um processo genético distinto e 
normalmente estruturalmente discordante com a rocha 
hospedeira. Exemplos: depósitos filonianos (Fig. 7.4). 
 
 
 
 
Tabela 8.2- Recursos e reservas minerais, mostrando os três tipos de reservas. 
Figura 8.3- Depósito mineral singenético 
acamadado (minério: camadas escuras), 
concordante com as rochas hospedeiras. 
Hanging wall (capa): rocha hospedeira 
acima dos corpos de minério (capa) 
Foot wall (lapa): rocha hospedeira abaixo 
dos corpos de minério (lapa). 
Figura 8.4- Corpos filonianos de pegmatitos 
cortando uma rocha granítica. 
265 
 Com relação a concentração da mineralização, ela pode ser: 
o minério ocorre concentrado na rocha hospedeira, com mais minerais de 
minério (acima de 50%) e menos ganga (abaixo de 50%). São minérios de alto teor e 
reserva normalmente de baixa tonelagem (Fig. 8.5a) 
o minério ocorre disperso na rocha hospedeira, com mais ganga (acima 
de 50%) e menos minerais de minério (menos de 50%). São minérios de baixo teor e 
reserva normalmente de alta tonelagem (Fig. 8.5a, b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Com relação à morfologia dos corpos mineralizados, eles podem ser: 
(pipes ou charutos) são corpos mineralizados com 
predomínio de uma dimensão, normalmente controlados estruturalmente. Exemplos: 
pipes kimberlíticos, rocha fonte de diamante (Fig. 8.6). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
corpos mineralizados em forma de camada. Podem ser de dois 
tipos principais: 
• corpos mineralizados 
acamadado, normalmente singenético. 
Exemplos: depósitos minerais sedimentares e 
magmáticos de cromo, níquel e cobre (Fig. 8.7). 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.5- Filões de quartzo 
mineralizados (sulfetos + Au) 
encaixados em granito. Mina do 
Palito, Itaituba-PA, com sulfetos 
maciços no veio e disseminados 
no halo de alteração (a). Distrito 
aurífero Peixoto de Azevedo, MT, 
com minério disseminado pirita + 
Au) no halo de alteração (b) 
b 
a 
Figura 8.6- Pipe mineralizado, mina de prata, Bristol, 
Nevada, EUA (a). Pipe kimberlítico esquemático em 
forma de cenoura (b). 
Figura 8.7- minério estratiforme de cromita 
(camadas escuras) complexo máfico-ultramáfico 
de Bushveld, África do Sul. 
a b 
266 
• são corpos tabulares epigenéticos e, portanto, normalmente 
discordantes em relação à rocha hospedeira, mas existem também filões 
concordantes (filões camadas) que se alojaram ao longo de estruturas da rocha 
encaixante. Os filões são normalmente envolvidos por um halo de alteração 
hidrotermal, com alguns centímetros a alguns metros de espessura, que hospeda a 
mineralização filoniana (Fig. 8.4 e 8.5). 
 corpos mineralizados tridimensionais irregulares, 
sem predomínio de alguma dimensão. Exemplos: bolsões, stocks, stockwork (Fig. 7.8). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 A gênese dos depósitos minerais está relacionada aos processos geológicos que 
deram origem aos materiais terrestres, não só as rochas (magmáticas, sedimentares e 
metamórficas), como também os solos, formados do intemperismo. A gênese dos 
depósitos minerais cujo minério são os próprios minerais ou a própria rocha (minerais e 
rochas industriais), é mais simples, pois confunde-se com o próprio processo que gerou 
as rochas, nas quais houve uma concentração dos minerais industriais. Por outo lado, a 
gênese dos depósitos minerais, nos quais o interesse econômico reside em elementos 
químicos, como os elementos metálicos, é mais complexa, pois requer condições 
especiais para que o elemento seja concentrado em centenas e até milhares de vezes 
em relação aos seus teores médios nas rochas da crosta terrestre. Que mecanismos são 
esses que proporcionaram uma concentração dessa ordem de grandeza? Esse é o 
assunto desse tópico, o qual é uma das questões fundamentais da geologia econômica, 
o ramo das geociências que estuda os depósitos minerais. 
 Denomina-se ao mecanismo que promoveu a 
formação de um depósito mineral. Para que um processo de mineralização forme um 
depósito mineral precisa haver uma fonte dos elementos químicos de interesse 
econômico, com quantidade adequada desses elementos, e a partir dessa fonte os 
elementos são concentrados em três etapas (Fig. 8.9): 
 Mobilização (solubilização) dos elementos na rocha fonte por fluidos denominadas 
 
 Transporte dos elementos pelo fluido mineralizante 
b 
a 
c 
Figura 8.8- Bolsões de minério associados com 
falhamentos (a) e com veio (b). Stockwork de 
vênulas de hematita em microdiorito, depósito de 
Cu-Au porfirítico Zafranal, Arequipa, Peru (c). 
267 
 Deposição dos elementos em locais específicos condicionados por armadilhas 
geológicas que favorecem a deposição desses elementos a partir do fluido 
mineralizante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Os fluidos mineralizantes exercem um papel muito importante na gênese dos 
depósitos minerais. Existem dois tipos principais de fluidos mineralizantes: 
 (fusão silicatada) denominada . Se diferencia 
dos magmas comuns pelo seu enriquecimento em sulfetos ou óxidos metalíferos. O 
magma mineralizado é responsável pela formação dos depósitos minerais 
magmáticos que se formam do mesmo modo que uma rocha magmática e estão 
associados com essas rochas. Não é qualquer magma que forma depósitos minerais 
de expressão suficiente para serem explotáveis. Os depósitos magmáticos de 
interesse econômico são associados com rochas máfico-ultramáficas (depósitos de 
Ni-Cu, e Cr-Pt), rochas alcalinas (depósitos de P, Nb-Ta, TR, U-Th, Ti, Zr) e kimberlitos 
(depósitos de diamante). 
 é uma solução aquosa quente (T˃ 50), denominada 
, normalmente de origem magmática, relacionada com as fases finais do 
magmatismo (vulcânico e plutônico). Após a formação das rochas magmáticas, 
restam soluções hidrotermais enriquecida em metais (Sn, W, Bi, Cu, Pb, Zn, Mo, Nb-
Ta, Zr, TR, U-Th, Au, Ag) e elementos voláteis (Cl, F, CO2, SO2, H2S) que não 
participaram da cristalização das rochas magmáticas. Essas soluções são 
responsáveis pelas atividades finais dos processos magmáticos e pela formação de 
importantes depósitos minerais metálicos, associados principalmente com rochas 
magmáticas félsicas e intermediárias (mais silicosas). Existem também soluções 
hidrotermais não magmáticas que podem formar depósitos minerais importantes. São 
águas conatas (contida nos sedimentos) ou águas meteóricas (subterrâneas), 
aquecidas em profundidade, e também águas metamórficas formadas pelas reações 
de desidratação metamórfica, que podem lixiviar metais de alguma rocha fonte. 
 
 
 Existem vários critérios de classificação dos depósitos minerais, podendo-se 
distinguir o grupo de classificações descritivas, com base nas características físicas e 
geológicas dos depósitos (rocha hospedeira, formas dos corpos mineralizados, controle 
estrutural e nas commodities dos depósitos), e as classificações genéticas, com base 
nos processos de formação dos depósitos. Classificações descritivas, sobretudo com 
base nas commodities, se mostraram mais efetivas em depósitos cujos bens minerais 
são os próprios minerais ou as rochas, enquanto que nos depósitos nos quais o interesse 
econômico são elementos químicos, as classificações genéticas se mostram mais 
adequadas. Uma classificação geral dos depósitos minerais com base nas commodities 
e suas aplicações (apresentada a seguir) é útil, por mostrar o universo total dos depósitos 
minerais. Com base nesse critério, a totalidade dos recursos minerais pode ser dividida 
em 5 classes: Depósitos metálicos; Depósitos não metálicos; Minerais e rochas 
industriais; Combustíveis fósseis; Recursos hídricos, conforme a tabela 8.3. 
Armadilha 
Depósito mineral 
Mobilização de metais 
Rocha 
fonte 
 Fluido mineralizante 
Magma Soluçãoaquosa 
Figura 8.9- Ciclo de geração de um depósito mineral a partir de uma fonte, de onde são 
mobilizados os metais que são transportados pelo fluido mineralizante até o local de deposição 
268 
1- Depósitos metálicos: a commodity é um elemento ou associação de elementos 
metálicos 
1.1- metais da indústria siderúrgica e do aço 
Ferro (Fe), manganês (Mn), cromo (Cr), níquel (Ni), cobalto (Co), vanádio (V), 
wolfrâmio (W), molibdênio (Mo), nióbio (Nb) e tântalo (Ta). 
1.2- 
da indústria em geral 
Cobre (Cu), chumbo (Pb), zinco (Zn), níquel (Ni), estanho (Sn) 
Alumínio (Al), magnésio (Mg), titânio (Ti), lítio (Li), berílio (Be) 
 Urânio (U), tório (Th), césio (Ce), 
zircônio (Zr), cádmio (Cd), háfnio (Hf), lítio (Li), berílio (Be)
1.3- 
Arsênio (As), antimônio (Sb), telúrio (Te), selênio (Se), bismuto (Bi) 
2- Depósitos não metálicos: a commodity ou o minério são elementos ou minerais 
não metálicos 
Enxofre (S), Cl (cloretos halita), F (fluorita), Na (halita), K (silvita), P (fosfatos 
apatita), Br (brometos), I (iodetos), B (boratos). 
 Diamante, esmeralda e água marinha (berilo), crisoberilo, turmalinas, 
topázios, granada, ametista, quartzo rosa, citrino e fumê, ágata, opala, andalusita, 
brasilianista, fenacita. 
3- Minerais e rochas industriais: o minério são minerais ou rochas utilizadas na 
indústria 
3.1- 
Pirita, halita, fluorita, mercúrio (Hg) e elementos não metálicos (Sr, Br, I, B) 
3.2- 
Nitratos, fosfatos, sais de potássio (K) 
3.3- 
Argilas, areias, quartzo, feldspato, granitos, ardósias, arenitos, quartzitos, 
mármore, calcário, gipso. 
3.4- materiais de alto ponto de fusão
Argilas refratárias (caulim), magnesita, bauxita, dolomito, cianita, andalusita, 
sillimanita, zircão, cromita, grafita, talco, pirofilita. 
3.5- A materiais de alta dureza 
Diamante, córindon, granada, areia, sílex, feldspato, quartzito, pedra-púmice 
(vidro vulcânico), granito, diatomito (algas diatomáceas). 
3.6- 
Hematita, magnetita, limonita, ilmenita 
3.7- 
Micas, cristal de rocha, amianto (crisotila, antofilita, tremolita, actinolita), 
vermiculita, diatomito, cádmio (Cd), mercúrio (Hg), estrôncio (Sr), háfnio (Hf), 
terras raras (TR), telúrio (Te), Selênio (Se). 
4- Combustíveis fósseis: Petróleo, gás natural, betume, carvão mineral, linhito, 
sapropelito 
5- Recursos hídricos: Água 
 
 
 
 Os depósitos metálicos são melhor classificados com base em seus processos de 
formação (classificação genética). Podem ser divididos também em 5 classes: 
Depósitos magmáticos; Depósitos hidrotermais; Depósitos sedimentares; 
Depósitos metamórficos; Depósitos residuais (intempéricos), conforme a tabela 8.4. 
Tabela 8.3- Classificação dos recursos minerais com base na natureza química das 
commodities ou recursos minerais e suas aplicações. 
269 
1- DEPÓSITOS MAGMÁTICOS 
1.1- Depósitos relacionados a complexos máfico-ultramáficos 
 Hospedados em complexos acamadados 
 Depósitos de Cr-Pt, Exemplo: Bushveld, África do Sul 
 Depósitos de Ni-Cu. Exemplo: Sudbury, Canadá 
 Depósitos de Ni-Cu em komatiitos de greenstone belts: Kambalda, Austrália 
 Depósitos de cromita em peridotitos tipo Alpino. Exemplo: Troodos, Chipre 
1.2- Depósitos relacionados a complexos alcalinos 
 Depósitos de Nb-P-ETR em carbonatitos. Exemplo: Palabora, África do Sul 
 Diamantes em kimberlitos. Exemplo: Kimberley, África do Sul 
1.3- Depósitos relacionados a rochas intermediárias a félsicas 
Pegmatitos. Exemplos: NE de Minas Gerais, entre Galileia e Mendes Pimentel 
2- DEPÓSITOS HIDROTERMAIS 
2.1- Depósitos hidrotermais de filiação magmática 
 Depósitos relacionados a intrusões intermediárias a félsicas 
 Depósitos de Cu-Au(Fe) tipo IOCG: Sossego e Salobo, Carajás-PA 
 Depósitos de Sn-W em greisens (granitos aluminosos/alcalinos): Pitinga-AM 
 Depósitos de Cu-Mo(Au) porfiríticos (granitos cálcio-alcalinos): Bingham, EUA 
 Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo continental 
 Depósitos epitermais de metais preciosos (Au-Ag): Creed, Colorado, EUA 
 Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo submarino 
 Sulfetos maciços vulcanogênico. Exemplos: Kuroko, Japão; Noranda, Canadá 
 Formações ferríferas bandadas (BIF): Algoma, Canadá, Carajás, PA 
2.2- Depósitos hidrotermais de filiação não magmática 
 Depósitos hidrotermais relacionados a sistemas sedimentares 
 Depósitos de Pb-Zn (Ag) em rochas clásticas, tipo Sedex: Mt. Isa, Austrália 
 Depósitos de Pb-Zn(Ba) hospedados em carbonatos: vale do Mississippi, EUA 
 Depósitos hidrotermais relacionados com metamorfismo dinâmico 
 Depósitos auríferos em zonas de cisalhamento: Mother lode, Califórnia, EUA 
3- DEPÓSITOS MINERAIS ASSOCIADOS A ROCHAS SEDIMENTARES 
3.1- Depósitos de origem detrítica 
 Depósitos de aluviões e placeres Au, Pt, diamante, cassiterita, zircão, cromita, 
magnetita, ilmenita, granada, rutilo: Witwatersrand (Au), África do Sul 
3.2- Depósitos de origem química 
3.2.1- Depósitos de U-V em rochas clásticas, tipo Red beds: Salt Wash, Colorado. 
 Evaporitos: Laguna Scammons, Califórnia, Lago Kara-Bogaz, Turquemenistão 
 Depósitos de Cu (Pb-Zn) em folhelhos negros: Chambishi, Zâmbia 
 Depósitos de ferro e manganês 
 Formações ferríferas bandadas (BIF) sedimentares: Lago Superior, Canadá 
 Depósitos de manganês: Azul, Buritirama Carajás- PA; Urucum, MS 
 Fosforitos: Florida, EUA 
4- DEPÓSITOS MINERAIS RELACIONADOS AO METAMORFISMO REGIONAL 
4.1- Rochas e minerais industriais: ardósia, quartzito, mármore, cianita, pirofilita, 
talco, grafita 
5- DEPÓSITOS MINERAIS RESIDUAIS 
5.1- Depósitos lateríticos: Ferro, manganês, alumínio e níquel: Onça, Carajás-PA 
5.2- Depósitos gossânicos: enriquecimento supergênico de Cu, Au e Ag: Bahia-PA 
Tabela 8.4- Classificação genética dos depósitos minerais 
270 
 
 Os depósitos magmáticos são formados pela cristalização direta de magmas 
máfico-ultramáficos, como uma rocha magmática. Para formar depósitos minerais 
magmáticos, os magmas precisam estar enriquecidos em metais (magmas 
mineralizados). Dois tipos de magmas podem gerar depósitos minerais: magmas 
oxidados que dão origem a depósitos estratiformes de cromita FeCr2O4 + platinoides (Pt, 
Pd) ou elementos do grupo da platina (PGE). magmas reduzidos que dão origem a 
depósitos de níquel e cobre, como sulfetos pentlandita e calcopirita. 
8.6.1- DEPÓSITOS DE CROMITA ESTRATIFORME 
Cromita FeCr2O4 (Fe,Mg)(Cr,Al)2O4, com substituição do Fe
+2 por Mg+2 e do Cr+3 por 
Al+3: principal minério de cromo. As cromitas estratiformes são as principais fontes de 
cromo, com 95% das reservas mundiais. Associados à cromita pode ocorrer platinoides 
(Pt, Pd, Ru, Rd) nativos, como sulfeto PtS, (Pt,Pd)S, ou em pirrotita e pirita. Um dos 
principais depósitos de cromita estratiforme e PGE do mundo é o Complexo de Bushveld, 
um corpo intrusivo lopolítico (Fig. 8.10) de idade rhyaciana (2,0Ga) do 
Paleoproterozoico que ocorre em região estável (craton Kaapvaal, na África do Sul). O 
minério é maciço, hospedado em rochas máfica-ultramáficas (norito, piroxenito, 
anortosito), com 6 
bilhões ton de minério 
de reserva @ 38% Cr e 
6ppm Pt (Fig. 8.11). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.11- Minério estratiforme de cromita (níveis 
escuros, cromitito) do depósito de Cr-Pt de Bushveld, 
África do Sul (a). Merennky reef (b), mostrando um 
nível inferior de anortosito, em contato brusco com uma 
fina camada de cromitito com PGE. A porção central é 
um norito pegmatoide, com plagioclásio branco, e a 
porção superior um cromitito mais espesso com PGE. 
Figura 8.10- Bloco 
diagrama da intrusão 
lopolítica de Bushveld, 
cortada por granitos 
(em vermelho). Aflora 
apenas as bordas leste 
e oeste do corpo de 
Bushveld (em verde), 
mostrando a posição do 
estrato Merensky nas 
duas bordas, onde 
ocorre o minério de 
platinoides. 
a b 
Cromitito 
Com PGE 
75 cm de espessura 
271 
8.6.2- DEPÓSITOS SULFETADOS DE NI-CU 
Existem dois tipos de depósitos de Ni-Cu magmáticos: emcomplexos máficos 
intrusivos; em rochas vulcânicas ultramáficas (komatiitos) associadas com sequências 
greenstone belts (sequências vulcano-sedimentares em cratons arqueanos). 
Depósitos de Ni-Cu(PGE) em complexos máficos intrusivos: 
Pentlandita (Fe,Ni)9S8 (principal minério de Ni) + calcopirita CuFeS2 (principal minério de 
Cu) + pirita + pirrotita Fe1−xS, com PGE e Co. Um dos principais depósitos de Ni-Cu em 
complexos intrusivos é o Complexo lopolítico de Sudbury, Canadá, de idade orosiriana 
(1,85Ga) do paleoproterozoico (Fig. 8.12). O minério é maciço (Fig. 8.13a) ou 
disseminado. Nos contatos do complexo Sudbury, com o embasamento (inferior) e com 
a Formação Onaping (superior), as rochas estão todas brechadas (Fig. 8.13b), inclusive 
o minério no contato inferior. As brechas e outras feições de impacto lavaram vários 
geólogos a interpretar a estrutura de Sudbury como de impacto de meteorito. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Pirrotita 
Pentlandita 
Figura 8.13- Minério maciço de Ni-
Cu de Sudbury: pentlandita + 
pirrotita + calcopirita (a), Brecha do 
contato inferior do Complexo 
Sudbury (b) 
a 
46°15’N 
Figura 8.12- Mapa 
geológico do Complexo 
intrusivo lopolítico 
Sudbury, Canadá, 
mostrando a localização 
dos depósitos de Ni-Cu 
no contato do complexo 
com as rochas do 
embasamento. 
b 
272 
Depósitos de Ni-Cu em Komatiitos: 
Um dos mais importantes depósitos de Ni-Cu em 
komatiitos do mundo é o de Kambalda, SW da 
Austrália, em volta de um domo (Fig. 8.14). 
 
 
 
 
 
 
 
Komatiito rocha vulcânica ultramáfica, 
composta por olivina + piroxênio, equivalente 
plutônico do peridotito. Ocorrem em greenstone 
belts (cinturão de rochas verdes), sequências de 
rochas vulcano-sedimentares arqueanas típicas 
de regiões cratônicas (estáveis). Uma das 
feições características dos derrames 
komatiíticos é a textura spinifex, na parte 
superior dos derrames (Fig. 8.15a), formada por cristais alongados (ripas) de olivina e 
piroxênio (Fig. 8.15b). 
Os depósitos de Ni-Cu são hospedados por komatiitos maciços da parte inferior dos 
derrames (Fig. 8.15a). Na parte inferior dos corpos mineralizados o minério é maciço 
(Fig. 8.15b) e, na parte superior desses corpos, pode ocorrer minério disseminado. Em 
Kambalda o minério é constituído por pentlandita (Fe,Ni)9S8 (mineral de minério 
dominante) + calcopirita CuFeS2 + pirrotita 
Fe1 xS + pirita cobaltífera (Fe,Co)S2. Pode 
conter também platinoides (PGE). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.14- Mapa geológico do domo de 
Kambalda, SW da Austrália, mostrando os 
depósitos de Ni-Cu (preto), na parte basal dos 
komatiitos (cinza escuro), em contato com 
basaltos inferiores (cinza claro). 
Figura 8.15- Seção esquemática de um derrame de komatiito, delimitado no topo e na base 
por textura esqueletal (a). A textura spinifex ocorre na parte superior (A2) do derrame (b) e na 
parte inferior (B2) a textura é maciça (c) e cumulática (deposição por gravidade) na base (A3). 
Komatiito maciço 
Minério maciço de 
pentlandita 
Komatiito com textura spinifex (estéril). 
Minério disseminado 
Next unit above 
Next unit below 
273 
8.6.3- DEPÓSITOS DE CROMITA PODIFORME 
Depósitos de ocorrem em que são porções do 
manto superior que podem ocorrer sob sequências ofiolíticas. Os ofiolitos são porções 
de crosta oceânica obductada sobre crosta continental em zonas de convergência de 
placas, tanto em zonas de subducção (Fig. 8.16a), como zonas de colisão (Fig. 8.16b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Uma sequência ofiolítica é constituída por três camadas (Fig. 8.17): 
 delgada camada de 
sedimentos marinos profundos 
silicosos (chert), ferruginosos 
laminados e sedimentos orgânicos 
(radiolários e diatomáceas). 
 várias centenas a 
milhares de metros de lavas 
basálticas almofadadas (pilow 
lavas, Fig. 7.18a) alteradas, 
cortadas por diques de diabásio 
(sheeted dikes), os canais de 
alimentação para o vulcanismo 
basáltico. 
 porção plutônica da 
crosta oceânica, constituída por 
uma sequência gabroica com 3 a 
10Km de espessura, maciça na 
porção superior e acamadada, com 
olivina e cromita, na inferior. 
A obducção pode alcançar uma porção do manto superior (peridotito) alojando-o sob a 
sequência ofiolítica e colocando todo o conjunto sobre a crosta. As cromitas 
(Fe,Mg)(Cr,Al)2O4 dos peridotitos tipo Alpino são deformadas pela tectônica e por isso 
exibem forma lenticular (podiforme, Fig. 8.18b), diferente das cromitas estratiformes (não 
deformadas). As cromitas podiformes formas depósitos de baixa tonelagem, raramente 
atingindo 1 milhão de tonelada, com apenas 5% das reservas mundiais. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
a b Figura 8.16- Formação de 
ofiolito por obducção de 
crosta oceânica em zona 
de subducção (a) e colisão 
continental (b). 
Figura 8.17- Sequencia ofiolítica constituída por 3 
camadas: sedimentos marinhos; lavas basálticas 
almofadadas e gabro. Sob a sequência ofiolítica 
pode ocorrer peridotito mantélico (tipo Alpino). 
Figura 8.18- Pillow lavas do famoso ofiolito de Oman (a). Cromita podiforme, minério de cromo 
hospedado em peridotito tipo alpino (b). 
a b 
Moho 
Sedimentos 
oceânicos 
Pillow lavas + 
Sheeted dikes 
Gabro 
Peridotito tipo 
Alpino 
(manto superior) 
274 
8.6.4- DEPÓSITOS DE Nb-P-TR EM CARBONATITOS 
 Rocha ígnea máfica-ultramáfica com pelo menos 50% de 
carbonatos primários (calcita, dolomita), com bandamento de fluxo. São corpos 
predominantemente intrusivos cilíndricos, na forma de pipe, frequentemente zonados 
concentricamente. Ocorrem normalmente na parte central de maciços de rochas 
alcalinas, em ambiente de rift continental. alta concentração de álcalis 
(Na, K) em relação à sílica, sem quartzo, com feldspatoides (nefelina, leucita), piroxênios 
(aegirina, jadeíta) e anfibólios (riebeckita, arfvedsonita) alcalinos. 
 proterozoico ao recente. 
são corpos pequenos (5 a 30Km2), 
excepcionalmente ultrapassam 100Km2 (Jacupiranguito, SP, 180Km2), e forma circular 
ou oval em planta. Em seções verticais exibem mergulhos acentuados, sub-verticais 
(pipes ou plug), conforme as figuras 8.19 (Palabora, África do Sul) e 8.20 (Araxá, MG). 
 Em relação à proporção entre os carbonatos: calcita-
carbonatitos (mais abundantes) e os dolomita-carbonatitos. Em relação aos minerais 
acessórios: carbonatitos ricos em apatita e magnetita, com feldspatoides, minerais de 
Nb-Ta, como o pirocloro (Na,Ca)2(Nb,Ta,Ti)2O6(F,OH), perovskita CaTiO3 e rutilo TiO2, 
e aqueles ricos em TR, sem feldspatoides, com carbonatos e fosfatos de TR e barita. O 
interesse econômico nos carbonatitos está nesses minerais acessórios. 
 apatita e carbonatos; Nb-Ta (pirocloro); TR (perovskita, 
pirocloro e carbonatos); U-Th (pirocloro, uranotorita), Ti (rutilo, brookita, perovskita), Zr 
(zircão e badaleita), barita, fluorita e vermiculita. O Brasil tem importantes reservas de 
Nb, TR e Ti, em carbonatitos, principalmente em Minas Gerais (Araxá, catalão, Tapira). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.20- Carbonatito de Araxá, Mina Gerais, em 
vermelho (a). Cristal octaédrico de pirocloro (b) 
Figura 8.19- Mapa do carbonatito de Palabora, África do 
Sul (a) e seção norte-sul (b). 
Pirocloro 
a b 
a 
b 
275 
8.6.5- DEPÓSITOS DE DIAMANTE EM KIMBERLITOS 
 principais fontes de depósitos primários de diamantes. São 
peridotitos alcalinos (potássicos), porfiríticos e hipabissais que ocorrem em regiões 
cratônicas (estáveis), constituídos essencialmente por olivina, flogopita, granada 
(fenocristais) em matriz de olivina, piroxênio, espinélio, perovskita, calcita, monticelita 
(Fig. 8.21a, b). O diamante é um mineral eventual que foi arrancado de rochas do manto 
pelos kimberlitos, sendo mais antigo que o kimberlito (xenocristal). 
 O kimberlito é um corpo intrusivo raso (subvulcânico) pequeno, um pipe em forma 
de cenoura, com 80 a 150m em planta e 300 a 2.000m em profundidade. O pipe 
kimberlítico é constituídopor três fácies: cratera, diatrema (onde normalmente se 
encontram os diamantes) e hipabissal (raiz), conforme a figura 8.21c. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Os pipes kimberlíticos costumam ocorrer em agrupamentos de até 20 pipes 
formando províncias, com muitas variedades nos tipos petrográficos e nos teores dos 
kimberlitos (Fig. 8.22). Os teores são medidos em quilates/100t (ct/100t) de rocha, 
variando de alguns ct/100t até poucas dezenas de ct/100t. Teores de 30 a 50 ct/100t 
são considerados elevados. Excepcionalmente os teores ultrapassam 100 ct/100t. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Os kimberlitos se formam nos estágios iniciais de rifts que se encontram 
atualmente em regiões cratônicas (estáveis). Os kimberlitos do leste brasileiro e do oeste 
africano foram formados no estágio inicial do rift que deu origem ao oceano Atlântico. 
Infelizmente, na divisão do continente Gondwana, a África ficou com mais kimberlitos. 
Amostra do Museu da 
CPRM, Porto Alegre 
Diamante (xenocristal) 
Carbonatos 
kimberlito Braúna, BA 
a b 
Figura 8.22- Mapa (a) e seção (b) 
dos diatremas dos pipes 
kimberlíticos da província de 
Wesselton, África do Sul, 
mostrando a grande variedade de 
tipos petrográficos (números). 
Nem todos os kimberlitos são 
férteis (diamantíferos) e os férteis 
mostram teores muito varáveis. 
a 
b 
1 quilate (ct) = 0,2 g 
Fácies de 
cratera 
Fácies 
hipabissal 
ou de raiz 
Diamante 
0 
300 m 
Figura 8.21- Amostras de kimberlito (a e b), com diamante na (a). Pipe 
kimberlítico, com suas três fácies, cratera, diatrema e hipabissal (c). 
c 
276 
8.6.6- DEPÓSITOS DE PEGMATITOS 
Pegmatitos rochas holocristalinas de natureza ígnea ou metamórfica e 
granulação anormalmente grossa (Fig. 8.23a, b), cujos constituintes minerais essenciais 
são os mesmos que ocorrem tipicamente nas rochas ígneas normais (Jahns, 1955). 
 Pegmatitos com algum interesse econômico são 
somente de natureza ígnea granítica. Esses 
pegmatitos são produtos da cristalização de 
magmas graníticos residuais, enriquecidos em 
sílica, alumina, álcalis e elementos raros que não 
se acomodam bem nos minerais comuns das 
rochas graníticas, como Li, Rb, Be e Ce, Nb, Ta, 
U, Th, Sn, W e TR e voláteis (sobretudo água). A 
saturação em água parece ser o ponto que 
distingue os pegmatitos das rochas comuns, 
condição que favorece o crescimento dos cristais. 
Por outro lado, somente alguns pegmatitos 
graníticos têm realmente interesse 
econômico, sobretudo gemológico. São 
pegmatitos complexos e zonados, 
enriquecidos em minerais acessórios 
exóticos, com elementos raros listados 
acima. São corpos pequenos, na forma de 
dique, lentes ou bolsões, com poucos 
metros a centenas de metros de 
comprimento e largura de poucos 
centímetros a 200m (Fig. 8.24a, b). 
 
 injeção e cristalização de um magma silicático residual 
rico em água, em que os primeiros cristais que se formam reagem com o magma residual 
que muda progressivamente sua composição da periferia para o núcleo do corpo 
pegmatítico, com zonas externas mais precoces e zonas internas mais tardias (Fig. 
8.25a). Até 4 zonas concêntricas podem ocorrer, diferenciadas pela composição 
mineralógica e textura: borda, parede, intermediária e o núcleo (Fig. 8.25b). Os minerais 
raros de interesse econômico normalmente cristalizam na zona intermediária, podendo 
haver 5 ou 6 subzonas intermediárias diferenciadas pelas assembleias minerais. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.24- Veios de pegmatito, cortando uma rocha ígnea (a) e um gnaisse (b). 
Figura 8.25- Zonas dos pegmatitos complexos (a) e suas composições mineralógicas (b). 
b a 
b a 
a b 
Figura 8.23- Cristais prismáticos de berilo 
decimétrico (a) e métrico de quartzo (b). 
277 
 
 Os depósitos hidrotermais são formados pela cristalização do minério a partir de 
soluções aquosas quentes denominadas (Fig. 8.26), diferente, 
portanto, dos depósitos magmáticos, nos quais o fluido mineralizante é o próprio magma, 
uma fusão silicatada. Existem duas categorias de depósitos hidrotermais: formados 
por fluidos hidrotermais de filiação magmática, a maioria dos casos de depósitos 
hidrotermais. formados por fluidos hidrotermais de filiação não magmática (águas 
conata, meteórica ou metamórfica aquecidas). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Nos depósitos hidrotermais, os metais são transportados pela solução hidrotermal 
e, portanto, em solução. Entretanto, a solubilidade dos metais em água, como simples 
íons elementares, é extremamente baixa. Por outro lado, estudos experimentais indicam 
que a solubilidade dos metais é aumentada em várias ordens de grandeza se eles são 
transportados como íons complexos (combinação de íons), principalmente como 
complexos clorados (com Cl‾) ou sulfurosos (com H2S), ambos disponíveis nas fases 
residuais magmáticas enriquecidas em metais, o que torna as soluções hidrotermais um 
poderoso fluido mineralizante. O transporte dos metais por complexos clorados ou 
sulforosos mostrou-se, então, como um mecanismo adequado para explicar o grande 
volume de minérios hidrotermais que ocorre na natureza. O Fe+2 e metais básicos (Cu+, 
Pb+2, Zn+2) têm mais afinidade com complexos clorados: MeCl, MeCl+, MeCl2, enquanto 
que os metais preciosos (Au+, Ag+, Pt+2) têm mais compatibilidade com complexos 
sulfurosos: MeHS, MeHS+, Me(HS)2, Me(HS)2‾, sendo Me um metal monovalente (como 
o Cu+ e Au+) ou bivalente (como Fe+2, Pb+2, Zn+2). Mas essa questão depende também 
da temperatura do fluido mineralizante, sendo os complexos clorados mais estáveis em 
temperaturas mais elevadas. 
 Os metais são transportados em solução, na forma complexada, até encontrar um 
local propício para deposição, onde poderá formar um depósito mineral. O local de 
deposição precisa ser uma armadilha física e/ou química que favoreça a 
desestabilização dos complexos metálicos, ou seja, a diminuição da solubilidade dos 
metais complexados, provocando a deposição do minério, normalmente como sulfeto ou 
óxido. Enquanto os metais complexados permanecerem solúveis na solução hidrotermal 
a deposição não acontece. Os fatores físicos que podem provocar a desestabilização 
dos complexos metálicos são principalmente abaixamento de temperatura e/ou pressão, 
enquanto que os fatores químicos são principalmente a reação entre o fluido hidrotermal 
e as rochas hospedeiras e mistura de fluidos, ambos podem alterar parâmetros como pH 
e Eh do fluido, diminuindo a solubilidade dos complexos metalíferos e, portanto, 
favorecendo a deposição do minério. As armadilhas de deposição normalmente 
envolvem uma combinação de fatores físicos e químicos. A reação entre o fluido e as 
rochas hospedeiras provoca alteração hidrotermal nessas rochas, uma feição 
características dos depósitos hidrotermais. 
Mobilização de metais 
Rocha 
fonte 
 Fluido mineralizante 
Magma 
(solução aquosa quente)
Armadilha 
Depósito hidrotermal 
Figura 8.26- Ciclo de geração dos depósitos hidrotermais, mostrando o fluido mineralizante: 
solução hidrotermal, uma solução aquosa quente. 
Depósito Magmático 
278 
8.7.1- DEPOSITOS HIDROTERMAIS DE FILIAÇÃO MAGMÁTICA 
 Depósitos hidrotermais relacionados a intrusões intermediárias a félsicas 
 Existem três tipos principais de depósitos hidrotermais relacionados com intrusões 
félsica-intermediárias, dependendo da composição das intrusões: depósitos de Au-Cu 
(Fe) tipo IOCG relacionados com rochas alcalinos em rifts; depósitos de Sn-W em 
greisens, relacionados com granitos alcalinos (tipo A) em ambiente cratônico (granitos 
anorogênicos), ou com granitos orogênicos aluminosos (tipo S) em ambiente de colisão 
continental; depósitos de Cu-Mo porfiríticos, relacionados com granitos orogênicos 
cálcio-alcalinos (tipo I) em zonas de subducção. 
Depósitos de Cu-Au (Fe) tipo IOCG 
 Sigla em inglês de iron-oxide-copper-gold deposits: depósito de Cu-Au ricos em 
óxido de ferro, uma classe mundial de depósitos proposta por Hitzman (1982), 
considerada inicialmente de idade proterozoicae fanerozoicas e, com a inclusão dos 
depósitos de Cu-Au de Carajás nessa classe, estendeu-se ao arqueano. 
 cratônico ou em rift com tectônica extensional. 
 rochas magmáticas (plutônicas e vulcânicas), félsico-
intermediárias, máfico-intermediárias e alcalinas, e rochas sedimentares (clásticas e 
carbonatos) e seus equivalentes metamórficos de baixo grau. 
 maioria possui menos de 500 milhões ton de minério. Muitos entre 
500 milhões e 1 bilhão ton (nessa faixa estão Salobo e Cristalino de Carajás) e os 
maiores entre 2 e 2,5 bilhões ton, com teores de 0,5 a 4% de Cu e 0,2 a 0,8 ppm Au. 
 pipes de brechas ao longo de contatos intrusivos ou de falha, e 
corpos tabulares concordantes, com minério maciço e/ou disseminado tipo stockwork. 
 da paleossuperfície até 4-6 Km de profundidade: 
minérios ricos em hematita são mais rasos que os enriquecidos em magnetita. 
 alteração sódica (albita) e sódico-cálcica (actinolita, escapolita) 
em maiores profundidades, associadas com magnetita, passando para alteração 
potássica (K-feldspato + sericita) em níveis intermediários, e alteração sericítica (sericita 
+ quartzo) nas porções superiores do sistema, associadas com hematita (Fig. 8.27) 
 suíte metálica Fe-Cu-Au-U-TR  F, Ba, P: vênulas e brechas (Fig. 8.28) 
Sulfetos de Cu-Fe: calcopirita CuFeS2, bornita Cu5FeS4, calcocita Cu2S + pirita 
Urânio: uraninita/pechblenda UO2. Ouro nativo: Au 
TR em: apatita Ca5(PO4)3(OH,F,Cl), monazita (Ce,La,Y,Th)PO4, Xenotima YPO4. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 8.27- distribuição espacial das zonas de alteração nos depósitos de Cu-Au IOCG. 
Figura 8.28- Calcopirita + 
Au na matriz das brechas 
 Minério Sossego, Carajás 
279 
 oxidados, hipersalinos e também de baixa salinidade, T 
moderada a alta (100 a 600C) e rochas hospedeiras variadas (magmáticas, 
sedimentares e metamórficas). Essas características indicam que não deve haver uma 
fonte única e um único tipo de fluido mineralizante. Deve haver fontes magmáticas, 
provavelmente rochas alcalinas (fluido rico em álcalis), mas pode haver também fluidos 
salinos de bacias sedimentares (salmouras) e possivelmente fluidos metamórficos. 
 
Depósitos de Sn-W em greisens 
 produtos da alteração metassomática de granitos aluminosos profundos e 
suas rochas encaixantes, provocada por soluções hidrotermais ácidas e oxidantes que 
contém elementos alcalinos (K e Na), estanho e tungstênio no estado oxidado (Sn+4, 
W+6). A alteração metassomática (greisenização) é provocada pela reação entre a 
solução hidrotermal e as rochas graníticas e encaixantes, formando inicialmente K-
feldspato (K,Na)AlSi3O8 e albita NaAlSi3O8. No final do processo, quando forma o 
greisen, os feldspatos se decompõem, restando mica branca (muscovita) e quartzo  
mica de Li (lepidolita, zinwaldita), topázio Al2SiO4(OH,F)2, fluorita CaF2, cassiterita SnO2, 
wolframita (Fe,Mn)WO4, turmalina e berilo, que ficam dispersos em maior ou menor 
quantidade na massa de mica branca e quartzo que forma maior parte dos greisens (Fig. 
8.29). A greisenização destrói também a textura granítica, de tal forma que o granito só 
é reconhecido fora das porções greisenizadas. 
 Os corpos de greisens localizam-se nas porções apicais das intrusões graníticas, 
estendendo-se para as rochas encaixantes (Fig. 8.30), cortadas por veios de quartzo e 
vênulas de stockwork preenchidas pelos mesmos minerais dos greisens. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 A cassiterita é o principal minério 
dos greisens, seguido pela wolframita, 
um wolframato. Os dois minerais, 
principalmente a cassiterita, formam 
depósitos secundários de aluvião em 
drenagens, provenientes do intemperismo e erosão dos greisens. A cassiterita é 
praticamente a única fonte de estanho e o Brasil é um grande produtor desse metal, a 
partir de seus numerosos depósitos de greisens com cassiterita. 
Cassiterita 
Figura 8.29- Amostras de greisens constituídos basicamente de mica branca e quartzo (a, b). 
Amostra de greisen mineralizado com cassiterita (c). 
b a c 
Figura 8.30- Cúpula de granito 
greisenizada em cinza e greisen maduro 
em amarela escuro (a). Cassiterita em 
granito greisenizado (b) 
Cassiterita 
 SnO2 
b a 
280 
Depósitos de Cu-Mo porfiríticos
 disseminados em cúpulas e em volta de 
granitoides cálcio-alcalinos porfiríticos, subvulcânicos, em arcos magmáticos de zonas 
de subducção (Fig. 8.31a). 
 alta tonelagem (média de 200 milhões ton) e baixos teores (0,5 a 
2,5% Cu e 0,01 a 0,1% Mo), lavrados normalmente à céu aberto (Fig. 8.31b). 
 Cenozoico e Mesozoico (cadeias de montanhas dobradas) e 
faixas móveis paleozoicas e pré-cambrianas (mais raros). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 stocks porfiríticos intermediário-félsicos: 
dioritos, granodioritos, quartzo-monzonitos, com fenocristais de K-feldspato, 
plagioclásio, hornblenda e/ou biotita (Fig. 8.32a). As mineralizações ocorrem na cúpula 
dos stocks (Fig. 8.32b, c), em vênulas stockwork (Fig. 8.33a, b) ou brechas formadas 
por fraturamento hidráulico (fig. 8.33c). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fenocristal de biotita 
‘A level Plan 
Figura 8.31- Posição dos depósitos de Cu-Mo porfiríticos em arco magmático de zonas de 
subducção (a). Mineração a céu aberto no depósito de Cu-Mo porfirítico de Chuquicamata (b). 
b 
c 
Figura 8.32- Granito porfirítico com fenocristais de 
biotita (a). Depósito porfirítico na cúpula de stock 
granítico mostrado em seção (b) e planta no nível A (c). 
a 
b 
a 
c 
Figura 8.33- Vênulas stockwork de quartzo + molibdenita cortada por vênulas de pirita + 
quartzo, depósito de Butte, Montana, EUA (a). Veio de quartzo + calcopirita, depósito de 
British Columbia, EUA (b). Brecha hidráulica mineralizada, com minério na matriz (c). 
a b 
Depósito de Chuquicamata, Chile 
281 
 os corpos de minério são hospedados por rochas 
hidrotermalizadas, nas quais podem ser reconhecidas 4 tipos principais de alterações 
(Fig. 8.34). Após o processo magmático, inicia o processo hidrotermal, com alteração 
 (clorita + epidoto + albita + carbonato + pirita), afetando a periferia do sistema 
hidrotermal, inclusive as rochas encaixantes (marrom claro na Fig. 8.34). Nesse estágio, 
começa também a (K-feldspato + biotita) na parte central do sistema 
(marrom escuro na Fig. 7.34), em volta da intrusão porfirítica (amarelo na Fig. 8.34) e 
relacionada espacialmente com a mineralização. Na parte central inferior do sistema 
hidrotermal, abaixo da zona potássica, forma um núcleo de quartzo estéril. Na fase tardia 
do processo hidrotermal começa a (sericita + albita + clorita), 
em verde na Fig. 8.34 que se superpõe à alteração potássica, e a alteração clorítica, em 
azul, na porção periférica superior. No final do processo hidrotermal, em temperatura 
mais baixa, ocorre a avançada (quartzo + pirofilita + caulinita + alunita), 
em lilás na Fig. 8.34, que se superpõe às outras alterações na parte superior do sistema 
hidrotermal, mais próximo da superfície, formando uma capa silicosa + argila (litocap). 
 
salmoura formada por 
mistura entre água 
magmática e água 
meteórica, podendo 
predominar uma ou outra. 
Temperatura entre 250 e 
350C 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 calcopirita CuFeS2 + bornita Cu5FeS4 + calcocita Cu2S + molibdenita MoS2 + 
pirita. A pirita se estende para a parte periférica da mineralização, formando halos. Em 
rochas graníticas mais máficas (dioritos e quartzo dioritos) pode correr ouro como 
componente principal do minério, denominado de “ ”. Os depósitos 
porfiríticos fornecem do Cu mundial, metade do molibdênio e talvez do ouro, além 
de ser importantes fornecedores de Re (rênio), Ag, Pd, Te, Se, Bi, Zn e Pb. 
 
 Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo continental 
 
Importante classe de depósitos de metais preciosos (Au-Ag), formados em 
ambiente raso (até 1 Km de profundidade), de baixa temperatura (150 a 300C) e 
associados com vulcanismo cálcio-alcalino continental. 
 arcos magmáticos de zonas de subducção (Fig.8.35). Os 
depósitos se formam em zonas extensionais, com falhas normais e fraturas de extensão, 
próximo da superfície, acima dos depósitos porfiríticos. Os depósitos epitermais e os 
porfiríticos são produtos do mesmo processo magmático, sendo os epitermais 
relacionados ao vulcanismo e os porfiríticos ao plutonismo (Fig. 8.35). Os dois sistemas 
progridem um para o outro, havendo superposição entre eles. 
Litoca
p 
Figura 8.34- Distribuição 
espacial das alterações 
hidrotermais em relação ao 
pluton intrusivo e à 
mineralização de Cu-Mo. 
282 
rochas vulcânicas félsico-intermediárias: dacitos, riodacitos, 
andesitos, latitos e riolitos, tanto na forma de derrames como de rochas piroclásticas. 
 cenozoicas (terciária). Depósitos mais 
antigos são raros, devido à erosão. 
 filonianas (veios de quartzo), 
stockworks, pipes de brechas e disseminações, 
formadas por fluidos hidrotermais que circulam 
livremente próximo da superfície, eventualmente 
escapando para a superfície (fontes termais: hot 
springs). 
 
 
 
 corpos pequenos, em torno de um milhão ton, podendo atingir 
algumas dezenas de milhões ton e teores 1-10 ppm Au e 100-200 ppm Ag. 
 Ouro e prata nativos, electrum (liga Au-Ag), acantita Ag2S, sulfossais das 
séries pirargirita-proustita Ag3(Sb,As)S3 e tetraedrita-tenantita (Cu,Fe)12(Sb,As)4S13, 
enargita Cu3AsS4, calaverita AuTe2 e silvanita (Au,Ag)Te2, além de cinábrio HgS e 
mercúrio nativo. Ganga de quartzo, calcita, fluorita, barita e K-feldspato adularia. 
 Os metais preciosos estão associados com que 
forma os veios de quartzo (vermelho na figura 8.36). Os veios são envolvidos pela 
(amarelo escuro na figura 7.36), com adularia, sericita e pirita, 
em profundidade, e ilita, calcita e pirita na porção superior do sistema. Mais próximo da 
superfície, os veios são envolvidos pela , com caulinita, alunita 
KAl3(SO4)(OH)6 e pirita (cinza na figura 8.36). A periferia do sistema epitermal é formado 
pela com clorita, epidoto e carbonato (verde na figura 8.36) que 
envolve as outras alterações. Na superfície, o sistema é encoberto por uma 
(sílica cap), constituída por opala, cristobalita  cinábrio (amarelo claro na figura 
8.36). 
 tipicamente texturas de preenchimento e estruturas rúpteis, como 
o bandamento coloforme e as brechas (Fig. 8.37). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.35- Posição dos depósitos epitermais em 
arco magmático de zonas de subducção. 
Figura 8.36- Distribuição espacial das zonas de 
alteração hidrotermal de um sistema epitermal 
b 
a 
Figura 8.37- Feições texturais 
epitermais típicas: brecha mineralizada 
(a) e bandamento coloforme (b). 
 
283 
, com relação ao conteúdo de enxofre: 2 tipos 
mistura de fluido magmático e água meteórica, com maior 
conteúdo de enxofre, mais oxidante (maior Eh) e pH ácido, caracterizado pela presença 
de sulfato (alunita) associado com caulinita. Os corpos mineralizados situam-se próximo 
ou sobre o vent vulcânico, cratera por onde o material vulcânico extravasa (Fig. 8.38a). 
basicamente água meteórica, com baixo conteúdo de 
enxofre, redutora (baixo Eh) e pH neutro, caracterizado pela presença de adularia 
associada com sericita e ausência de sulfato. Os corpos mineralizados são afastados 
dos vents vulcânicos (Fig. 8.38b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo submarino 
Até o início dos anos 1960 do século passado, pouco se sabia sobre o fundo dos 
oceanos e muito menos sobre processos metalogenéticos submarinos. Entretanto, nas 
três últimas décadas do século 20 ocorreu um dramático aumento do conhecimento do 
fundo dos oceanos e o vulcanismo submarino, com o hidrotermalismo a ele associado, 
são agora reconhecidos como importantes processos metalogenéticos, desde o 
arqueano até o presente. 
Depósitos estratificados formado por fontes termais submarinas (black smokers), 
relacionadas a processos vulcânicos (Fig. 8.39). O termo exalativo é aplicado às 
emanações finais do processo vulcânico 
submarino, correspondente às fumarolas 
no vulcanismo continental. No processo 
exalativo não é mais magma que 
extravasa e sim soluções hidrotermais do 
final do processo vulcânico. Exalito é o 
material precipitado quimicamente a partir 
do fluido exalativo. 
 
 
 
 
 
 
a 
b 
Figura 8.38- Dois tipos de depósitos epitermais: alta sulfetação, com alto conteúdo de enxofre, 
(alunita-caulinita), relacionado com vent vulcânico (a) e baixa sulfetação, com baixo conteúdo 
de enxofre (adularia-sericita), não relacionado com vent vulcânico (b). 
Figura 8.39- Black smokers em atividade 
no fundo do mar. A coloração escura da 
exalação é em decorrência do alto teor 
de sulfetos metálicos na solução. 
284 
 Rochas vulcânicas submarinas (derrames ou piroclásticas), tanto 
félsicas cálcio-alcalinas (mais abundantes), como máficas toleíticas e também rochas 
vulcanoclásticas e sedimentares (grauvacas, folhelhos, turbiditos). O vulcanismo félsico-
intermediário submarino está relacionado com pequenos plutons ácidos (domos 
riolíticos) em profundidade 
 Após o vulcanismo seguem períodos piroclásticos e 
exalativos que formam um sistema convectivo hidrotermal, alimentado pelo calor 
magmático e envolvendo as águas magmáticas e a água do mar. Em um sistema 
hidrotermal submarino, a mineralização ocorre em horizontes preferenciais, favoráveis à 
deposição do minério, causado principalmente quando as soluções hidrotermais 
magmáticas encontram com a água do mar mais fria. 
 Principalmente em margens de placas tectônicas, tanto 
convergentes (em arcos de ilhas ou continentais, como o depósito de Kuroko, Japão), 
como divergentes (em sequências ofiolíticas, como o depósito de Chipre). Ocorrem 
também associados com ilhas oceânicas intraplaca e em greenstone belts. 
 desde o arqueano ao recente. Parece não haver qualquer restrição temporal. 
 mistura entre a água magmática e água do mar. 
Classificação dos depósitos com base na distância em relação à fonte vulcânica: 
sulfetos maciços vulcanogênicos (VMS), sigla em inglês de 
vulcanogenic massive sulfide (SMV, em português). Próximos ou sobre a fonte vulcânica. 
formações ferríferas bandadas (BIF) e depósitos vulcanogênicos 
auríferos. Afastados da fonte vulcânica e associados com rochas sedimentares. 
Depósitos de sulfeto maciço vulcanogênicos (VMS) 
 Dados de 144 depósitos em 5 importantes distritos no Canadá, 
Noruega e Japão, variam de 5,8 a 9,2 milhões ton. @ 0,58 a 1,63% Cu, 1,53 a 5,43% 
Zn, 0,07 a 2,17% Pb, 31,9 a 95,1 g/t Ag e 0,5 a 0,9 g/t Au. 
3 tipos principais com base no ambiente tectônico e associação metálica: 
Em zonas de subducção: Kuroko, Japão (cenozoico) e Noranda, Canadá (arqueano), 
hospedados em rochas vulcânicas félsicas. 
Em bodas de placas divergentes: Chipre (cretáceo), hospedado em basaltos. 
Em rifts e bacias trás-arco: Besshi, Japão (paleozoico e mesozoico), hospedado em 
rochas sedimentares. 
 Lente concordante de sulfeto maciço acima de uma zona de 
minério disseminado composta por vênulas discordantes em padrão stockwork (zona 
stringer), hospedada em um halo de alteração hidrotermal em forma de pipe (Fig. 8.40). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.40- VMS, constituído 
pela lente de sulfeto maciço, 
acima do pipe de alteração 
hidrotermal que contém a zona 
stringer de minério 
disseminado stockwork. 
285 
 deposição dos 
sulfetos no assoalho oceânico, sobre e em volta 
do vent de exalação, a partir das soluções 
hidrotermais. A forma da lente varia de um cone 
íngreme (em forma de cogumelo, mais comum) a 
uma camada tabular. 
 calcopirita CuFeS2, esfalerita, ZnS 
(Fig. 8.41), galena PbS e mais raramente bornita 
Cu5FeS4 + pirita FeS2, pirrotita Fe1 xS e 
sulfossais. Ganga: quartzo, clorita, barita BaSO4, 
gipso CaSO4.2H2O e carbonatos + magnetita 
Fe3O4 + hematita Fe2O3. O minério de Kuroko é de Cu-Pb-Zn e o de Chipre e Noranda 
são de Cu-Zn, com pouco Pb. 
 decréscimo da razão Cu/Zn + Pb para cima da lente 
e para fora do pipede alteração (Fig. 8.40). A calcopirita ocorre na parte inferior da lente. 
(vênulas em forma de corda ou longarina) canais de circulação do 
sistema hidrotermal submarino para a superfície. Forma uma zona de mineralização 
disseminada de calcopirita tipo stockwork no pipe de alteração hidrotermal, formado por 
dois tipos principais de alteração: zona interna de cloritização (clorita + epidoto + albita), 
com mineralização disseminada de calcopirita + pirita, envolvida por uma zona externa 
de sericitização (sericita + clorita), com mineralização disseminada de pirita + esfalerita 
+ galena, que passa gradualmente para a zona da clorita (Fig. 8.40). 
 
Formações ferríferas bandadas tipo Algoma 
 formados pelos componentes menos densos e mais solúveis das 
soluções hidrotermais, como os óxidos de Fe e Mn que se precipitam como 
, longe da fonte vulcânica, juntamente com 
material sedimentar (Fig. 8.42). As BIFs são importantes depósitos de ferro. Os metais 
nobres (Au-Ag) tendem a se concentrar nos depósitos distais associados com os óxidos, 
formando depósitos de Au exalativo em BIFs. Existe uma gradação desde os depósitos 
tipicamente proximais, de natureza vulcanogênica, até aqueles tipicamente distais, de 
natureza predominantemente sedimentar. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 ba 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.41- Sulfeto maciço do 
depósito de Aijala, Finlândia: esfalerita 
(preta) + calcopirita (amarela). 
a 
b 
Figura 8.42- Depósitos 
vulcanogênicos proximais 
e distais associados com 
vulcanismo cálcio-alcalino, 
em zonas de subducção 
(a) e toleítico, em zonas de 
divergência de placas (b). 
Formação ferrífera 
bandada (BIF). 
286 
 As formações ferríferas bandadas tipicamente relacionadas com processos 
vulcanogênicos são denominadas tipo Algoma, em referência a região de Algoma, no 
Canadá, onde foram caracterizadas. São de idade arqueana ou paleoproterozoica e 
associadas com rochas vulcânicas em greenstone belts. São constituídas por estratos 
de sílica alternados com estratos ferríferos, principalmente na forma de óxidos (hematita 
e magnetita), conforme a figura 8.43. Os estratos ferríferos também podem ser 
constituídos por carbonatos, silicatos ou sulfeto de ferro, ou combinações desses 
minerais. Os principais minerais de ferro são: magnetita Fe
+2
Fe
+3
2O4 e hematita Fe2O3 
Carbonato: Siderita FeCO3, sulfeto: pirita FeS2 
Silicatos: greenlalita (Fe,Mg)3Si2O5(OH)4 
Chamosita Fe4Si4O10(OH)8, 
Grunerita (Fe,Mg)7Si8O22(OH)2 Fe2SiO4 
Olivina (faialita) Fe2SiO4. 
 
 
 
 
 
A origem das BIFs é um tema controverso, sobretudo sobre a proveniência de tanto ferro. 
A teoria mais aceita parte da premissa de que, nos primórdios da história da Terra, a 
atmosfera era anóxica (sem ou com muito pouco oxigênio) e também não havia micro-
organismos marinhos que consumiam sílica para construir seus casulos. Desse modo, 
durante o Eoarqueano, todo o ferro reduzido (Fe+2 solúvel) produzido pelas intensas 
atividades vulcânicas se acumulou nos oceanos. Essa situação só começou a mudar no 
Paleoarqueano (a partir de 3.600Ma) quando surgiram os primeiros organismos 
fotossintéticos (estromatólitos), um tipo de cianobactéria que consumia carboidratos 
produzidos por meio da reação entre o CO2 e a água, com liberação de oxigênio. Durante 
milhões de anos, o oxigênio produzido pelos estromatólitos passou a reagir com o ferro 
reduzido (Fe+2) dissolvido na água do mar, transformando-o em ferro oxidado (Fe+3) que 
é insolúvel. O Fe+3, então, passou a reagir com a sílica disponível na água do mar, para 
formar as BIFs (Fig. 8.44). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 O tipo e composição dos minerais de ferro das BIFs dependem principalmente das 
condições de fugacidade de oxigênio (fO2) e Eh do ambiente de deposição (Fig. 8.45). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.43- Formação ferrífera bandada 
(jaspelito) tipo Agoma, com estratos de sílica 
(vermelho, com ferro) e de óxido de ferro (preto). 
Figura 8.44- Relação das 
formações ferríferas 
bandadas arqueanas tipo 
Agoma com as exalações 
vulcânicas ricas em Fe+2 
das zonas de rift oceânicos. 
Figura 8.45- Tipo e 
composição dos minerais 
de ferro das BIFs, de 
acordo com a fugacidade 
de oxigênio (fO2) e Eh do 
ambiente de deposição. 
287 
8.7.2- DEPOSITOS HIDROTERMAIS DE FILIAÇÃO NÃO MAGMÁTICA 
 Depósitos hidrotermais relacionados a sistemas sedimentares 
 Existem dois tipos principais de depósitos hidrotermais relacionados a sistemas 
sedimentares: depósitos de Pb-Zn (Ba) em rochas clásticas (turbidíticas), tipo sedex; 
 depósitos de Pb-Zn em rochas carbonáticas, tipo vale do Mississippi. 
Depósitos de Pb-Zn (Ba) em rochas clásticas, do tipo sedimentar exalativo (Sedex) 
Maiores depósitos de metais básicos do mundo: Sullivan (Brithish Columbia, 
Canadá), Red Dog (Alaska, EUA), Rammelsberg e Meggen (Alemanha), Broken Hill, 
Mount Isa, McArthur (Australia). No Brasil, depósitos de Boquira, Ba, e Castelão, Go. 
 Rift intracontinentais com ou sem crosta oceânica (Fig. 8.46) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 tonelagem média: 15 Mt (os maiores com 150 Mt), @ 5,6% Zn, 
2,8% Pb, 30ppm Ag. 
 proterozoicos (mais comuns), paleozoicos (mais raros). 
 rochas sedimentares clásticas e químicas da plataforma 
continental e talude (turbiditos): arenitos, conglomerados, folhelhos e calcáreos, com 
matéria orgânica. 
 corpos estratiformes ou lenticulares ricos em sulfetos de 
Pb e Zn, com espessura 
decamétrica, intercalados em 
estratos sedimentares (Fig. 8.47). 
 
 
 
 
 
 
 esfalerita ZnS, galena PbS + pirita FeS2 + pirrotita Fe1−xS  calcopirita CuFeS2 
em estratos intercalados com chert ou sedimento pelítico. 
 zona de brechação com alteração hidrotermal e minério disseminado 
em alguns depósitos, abaixo do minério estratiforme (Fig. 8.48) Na maioria dos casos a 
exalação é de água conata que lixiviou os metais de outras rochas abaixo e ascendeu 
até encontrar um local favorável para 
precipitar os metais. Em alguns 
casos o depósito parece ser um 
produto distal de um processo 
vulcanogênico. 
 
 
 
 
Figura 8.46- Ambiente 
tectônico dos depósitos 
Sedex, em rifts 
intracontinentais. 
Figura 8.47- Minério Sedex 
estratiforme, com esfalerita + pirita (a). 
Esfalerita (vermelho) + galena (preto) 
+ pirita, amarelo (b), Alaska, EUA. 
Figura 8.48- Vent exalativo abaixo do 
minério estratiforme, no depósito de 
Remmelsberg, Alemanha. 
a 
b 
 Sedex 
 
 
Sedex 
288 
 Alteração branda, constituída por 
quartzo, muscovita, clorita, ankerita, siderita, turmalina e sulfetos. 
 aquoso salino (salmoura) com salinidade até 30% NaCl e 
T = 200-300C. 
 
Depósitos de Pb-Zn em rochas carbonáticas, do tipo vale do Mississippi (MVT) 
Depósitos minerais de classe mundial, principal fonte de Pb-Zn na América do 
Norte. Devem o nome 
da classe aos distritos 
clássicos que ocorrem 
na bacia do rio 
Mississippi: 
 Tennessee, 
 SE Missouri, 
Três Estados e 
SW Wisconsin (Fig. 
8.49). Outro distrito 
importante da América 
do Norte é Pine Point, 
SW Canada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Plataformas continentais em margens passivas de grandes bacias 
sedimentares de antepaís (foreland basins), com tectônica extensional (Fig. 8.50), 
afastadas das bordas de placas. Enquanto os depósitos Sedex podem ainda ter alguma 
relação com vulcanismo de borda de placa, os depósitos MVT não apresentam qualquer 
relação com vulcanismo. São depósitos hidrotermais, tipicamente sedimentares. 
 Devoniano 
ao Permiano e 
Cretáceo ao Terciário. 
 
 
 
 
 
 
 Depósitos individuais com tonelagem muito variada, desde 200 mil 
ton até 200 Mt. O conteúdo metálico (Zn + Pb) é em torno de 10% da reserva, sendo que 
normalmente Zn ˃ Pb, com teor de Zn ˃ 5% e ˂ 10% e teor de Pb ˂ 5%. 
 
 
Figura 8.49- Localização 
dos principais distritos de 
depósitos de Pb-Zn tipo 
Vale do Mississippi na 
parte central dos EUA: 
1- Tennessee, 
2- SE Missouri, 
3- Três Estados, 
4- SW Wisconsin. 
Figura 8.50- Ambiente 
tectônico dos depósitos 
MVT em plataformas 
continentais de 
margens passivas.Sedex MVT 
MVT Sedex 
 
289 
 minério epigenético em camadas de 
substituição (stratabound), hospedados em dolomitos ou calcáreos dolomitizados 
plataformais, em estruturas positivas, como altos do embasamento ou recifes de corais 
ou algas (Fig. 8.51). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 galena (pobre em Ag), esfalerita (pobre em Fe) + barita BaSO4 e fluorita CaF2 
(podem ser minério ou ganga). Ganga dolomita CaMg(CO3)2, calcita CaCO3, quartzo e 
jasperoide (sílica), pirita, marcassita. Subprodutos podem incluir Cu em calcopirita, Ni e 
Co em siegenita (Ni,Co)3S4 e milerita NiS, Cd, In, Ge e Ga em esfalerita. 
 substituição e preenchimento de espaço vazio (Fig. 8.52). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 simples e branda 
 das rochas carbonáticas hospedeiras, provocadas por 
reações produtoras de ácido que ataca os carbonatos. A reação mais comum ocorre por 
mistura de fluidos com S reduzido (H2S) e fluidos ricos em metal, formando sulfeto + 
acido. H2S pode ser produzido por redução de sulfatos (S oxidado) que produz dolomita. 
 substituição de calcita por dolomita 
 formação de jasperoide (sílica microcristalina) 
 água conata salina (salmoura, 10 a 30% NaCl), com metais e 
T = 50 a 200C. O minério se forma quando esse fluido encontra S reduzido. 
Figura 8.51- Corpos de minério (em preto) no 
distrito Metaline, Washington, EUA (a) e em 
graben no distrito Bou-Beker, Marrocos (b). 
Figura 8.52- Bandada, com esfalerita, escura, e pirita, 
amarelo, mina Reocin, Espanha (a). Brechada, com esfalerita e 
dolomita cimentando fragmentos de dolomita (b), mina Lucky 
Dog, Arkansas. brechada, com fragmentos coloformes de 
esfalerita cimentados por dolomita (c), Pine Point, Canadá. 
Esfalerita substituindo estratos delgados de matéria orgânica 
em dolomito (e), mina Monte Cristo, Arkansas 
a b 
a b c 
d 
290 
 Depósitos hidrotermais relacionado com metamorfismo dinâmico 
Depósitos auríferos em zonas de cisalhamento 
Depósitos epigenéticos filonianos, estruturalmente controlados e hospedados por 
sequências metamorfisadas em ambiente de placas convergentes. 
Ambiente tectônico, rochas hospedeiras e idades Dois conjuntos de depósitos 
podem ser destacados: 1) Greenstone belts arqueanos ou paleoproterozoicos, em 
sequências metavulcano-plutônico-sedimentares. 2) Cinturões orogênicos paleozoicos 
ou cadeias de montanhas mesozoico-cenozoicas, em rochas metassedimentares 
turbidíticas (grauvacas, xistos, argilitos e filitos), em zonas de subducção oceano-
continente ou de colisão continental. Groves et al. (1998) propõe o termo 
para incluir os dois grupos em uma classe única de depósitos 
formados em sequências metamórficas acrescidas ao arco magmático em zonas de 
subducção, relacionado ao processo orogenético (formação de cadeia de montanha), 
conforme a figura 8.53 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
em torno de 100 depósitos com mais de 70 ton Au, umas duas 
dezenas com mais de 500 ton Au (gigantes), com teores entre 1 a 50g/t. 
 veios ou pipes de preenchimento e corpos de substituição nas 
rochas hospedeiras alteradas. 
 quartzo dominante, com até 3-5% sulfetos (principalmente sulfetos de ferro). 
Veios de largura métrica, mas formam conjuntos com dezenas a centenas de metros. 
 Au + pirita + pirrotita + arsenopirita  galena, esfalerita, calcopirita, molibdenita. 
 Au disseminado em rochas alteradas adjacentes aos veios, 
constituídas por quartzo, carbonato, sericita, albita e pirita. 
 Zonas de cisalhamento 
regionais, de baixo ângulo (empurrão) ou de alto ângulo (transcorrência, mais frequente), 
desde cisalhamento rúptil em rochas cataclásticas (até 10Km de profundidade) até 
cisalhamento dúctil em milonitos, em maiores profundidades,  10Km (Fig. 8.54) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.53- Ambiente tectônico dos depósitos auríferos orogênicos, em sequências 
acrecionárias deformadas em arcos magmáticos, bem na frente do arco. 
Figura 8.54- Cataclasito 
em zona de cisalhamento 
rúptil (a). Milonito em 
zona de cisalhamento 
dúctil (b). 
a b 
291 
Os veios ocorrem normalmente na transição entre os dois regimes (rúptil-dúctil ou dúctil-
rúptil), em falhas menores associadas aos grandes falhamentos (Fig. 8.55). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 carbonatação (calcita e/ou dolomita) associada e envolvendo 
os corpos mineralizados. A alteração carbonática passa para a zona da clorita externa, 
constituída por clorita e sericita, que envolve o conjunto (veios + zona carbonática). Nos 
veios, o ouro livre associado aos sulfetos, e no halo de alteração ocorre disseminado. 
 Fluido metamórfico aquocarbônico H2O-CO2-H2S, neutro a 
alcalino, baixa salinidade (2 a 4% NaCl), T 200 a 500C, P 1 a 4Kb. 
 desidratação e devolatização crustal de material 
subductado durante a progressão do metamorfismo em zonas de subducção. O fluido 
lixivia o ouro das rochas metamórficas subductadas e deposita nos veios de forma mais 
concentrada. 
 
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Geology One Hundredth Anniversary Volume. Society of Economic Geologists, 
Littleton, Colorado (USA), 1.136p. 
a b 
Figura 8.55- Veios (em preto) instalados em falhas menores 
de grandes cisalhamentos (zonas de cisalhamento) sinistral 
(a) e dextral (b). Ouro em veio de quartzo orogênico (c). 
c 
292 
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Twiss, R.j. & Moores, E.M. 1992. Structural Geology. W.H. Freeman and Company, New 
York. 
 
ATIVIDADES DO MÓDULO 3 
 
1- Se em uma sequência litológica dobrada, as rochas da parte interna (côncava) de um 
anticlinal são mais jovens que as rochas da parte convexa da dobra, o que pode-se 
deduzir sobre a situação estratigráfica da sequência dobrada? Justifique sua 
resposta. 
 
2- Comente sobre os possíveis processos que causaram os repetidos episódios de 
extinção de espécies de vida ao logo da história geológica da Terra 
 
3- Comente sobre as razões para se criar um novo período do Quaternário, denominado 
Antropoceno, que marcaria a interferência do homem nos sistemas naturais da Terra. 
Elas são justificáveis? 
 
4- O aumento populacional e o desenvolvimento tecnológico demandam cada vez mais 
recursos minerais não renováveis que são finitos. Como poderia ser resolvido esse 
dilema? 
 
5- Comparando dois tipos de depósitos de sulfetos maciços: depósito magmático de Ni-
Cu em komatiito e depósito de sulfeto maciço vulcanogênico (VMS), observa-se que 
no primeiro (magmático) o minério maciço (sulfeto) fica embaixo do disseminado, 
enquanto que no segundo (vulcanogênico) ominério maciço fica em cima do 
disseminado. Como essa situação poderia ser explicada, considerando a natureza 
dos dois processos? 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
293 
6- Porque o diamante é denominado de xenocristal do kimberlito? 
 
7- Porque formou enormes depósitos de formação ferrífera bandada no Arqueano e no 
Proterozoico?