Depósitos de tipo skarn

Transcripción

1 Monografía Depósitos de tipo skarn Recopilado por: Fabián Villares 1

2 ÍNDICE ÍNDICE... 1 DEPÓSITOS DE TIPO SKARN... 3 INTRODUCCIÓN... 3 DEFINICIONES... 4 Skarn metamórficos, skarn metasomáticos y depósitos skarn... 5 Miembros finales metamórficos y metasomáticos... 6 MINERALOGÍA DE LOS SKARN... 7 EVOLUCIÓN DE SKARNS EN EL TIEMPO Y EL ESPACIO... 8 Profundidad de formación FLUIDOS MINERALIZANTES, REACCIONES Y EQUILIBRIO Metamorfismo de contacto Incremento de skarn metasomático Temperatura y fugacidad de sulfuros y oxigeno durante desarrollo de skarns metasomáticos Procesos metasomáticos Depositación de sulfuros y alteración retrograda PETROGÉNESIS Y ENTORNOS TECTÓNICOS DE LOS DEPÓSITOS SKARN Ubicación de acuerdo a la tectónica de placas ZONACIÓN DE LOS DEPÓSITOS SKARN DEPÓSITOS SKARN DE AU, CU, FE, MO, SN, W Y PB-ZN Skarns de Hierro Skarns de Oro Nambija, Ecuador Skarns de Tungsteno Skarns de cobre Skarns de Zinc-Plomo Skarns de Molibdeno Skarns de Estaño Otros tipos de Skarn GEOQUÍMICA, GEOFÍSICA Y TÉCNICAS DE EXPLORACIÓN DE LOS DEPÓSITOS SKARN BIBLIOGRAFÍA

3 Depósitos de tipo skarn Introducción El término skarn fue introducido por petrólogos metamórficos suecos para designar rocas metamórficas regionales o de contacto constituidas por silicatos de Ca, Mg y Fe derivados de un protolito de calizas y dolomitas en las cuales se ha introducido metasomáticamente grandes cantidades de Si, Al, Fe y Mg. Se entiende por skarn rocas que contienen minerales calcosilicatados, tales como por ejemplo: diópsido, wollastonita, granate andradita y actinolita. Estas comúnmente ocurren en aureolas metamórficas de contacto en torno a plutones que intruyen secuencias calcáreas. A este tipo de rocas metamórficas se asocia un variado grupo de depósitos minerales extremadamente irregulares, los que pueden formar lenguas de mena que se extienden a lo largo de cualquier estructura planar (estratificación, diaclasas, fallas, etc).los cuerpos de mena pueden terminar abruptamente con cambios en la estructura. El término SKARN es ampliamente utilizado y es adecuado para referirse a este tipo de depósitos relacionados a aureolas de contacto de intrusiones dentro de secuencias calcáreas (calizas, dolomitas). Estas últimas rocas formadas por calcita o dolomita (CaCO3 y CaMg(CO3)2) se convierten en mármoles, rocas córneas calcosilicatadas (hornfels) y/o skarns por el efecto del metamorfismo de contacto. Los depósitos Skarn son una gran fuente de tungsteno en el mundo; de las mayores fuentes de cobre, importantes fuentes de hierro, molibdeno y zinc; y menores fuentes de cobalto, oro, plata, plomo, bismuto estaño, berilo y boro. Sirven tambien como fuente de minerales industriales como son grafitos, asbestos, wollastonita, magnesita, flogopita, talco y florita. Este amplio rango de productos, ocurren en un variado campo de ambientes geológicos, son unificados dentro del título depósitos skarn por un señalado proceso genético que incluye reemplazamiento metasomático de dominantemente rocas carbonatadas por silicatos de Ca-Fe-Mg-Mn. El contenido de metales y la minaralogia de depositos skarn son formados por depósitos minerales hidrotermales, reflejando una combinación de factores, los más importantes de los cuales son fuentes tectónicas y composición del magma, composición de los fluidos metasomáticos en esta fuente y el ambiente local en el cual estos fluidos se infiltran. Se consideran como depósitos de skarn los depósitos minerales que son minados para metales y que pueden ser atribuidos a procesos magmáticos hidrotermales; son excluidos skarn como fuente de minerales industriales. Los depósitos skarn son clasificados en base al metal económico dominante en siete subclases generales: hierro, tungsteno, cobre, plomo-zinc, molibdeno oro y estaño. Variaciones entre estas subclases son reconocidas como una función del tipo de magma, ambiente de emplazamiento y composición de la roca receptora. 3

4 Definiciones Hay muchas definiciones y usos de la palabra " skarn". Skarns puede formarse durante metamorfismo regional o de contacto y de una variedad de procesos metasomáticos de la participación de los fluidos magmáticos, metamórficos, meteóricos, y/o de origen marino. Se encuentran adyacentes a plutones, a lo largo de las fallas y de las principales zonas de cizalla, en los sistemas geotérmicos superficiales, en la parte inferior del lecho marino, y a menor profundidad en la corteza, terrenos metamórficos enterrados. Qué relación existe entre estos distintos ambientes, y lo que define a una roca como skarn, es la mineralogía. Esta mineralogía incluye una amplia variedad de minerales calcoalcalinos, minerales de silicato y asociados, pero por lo general está dominada por granate y piroxeno. Skarns pueden subdividirse según varios criterios. Exoskarn y endoskarn son los términos más utilizados para indicar protolito sedimentario o protolito ígneo, respectivamente. El término Skarn Magnesiano y cálcico puede utilizarse para describir la composición del protolito dominante y minerales resultantes de skarn. Tales términos pueden ser combinados, como en el caso de un exoskarn magnesiano que contiene forsterita - diópsido de un skarn formado de dolomita. Hornfels es un término descriptivo que se utiliza a menudo para describir rocas silicatadas de relativamente grano fino que son resultado de metamorfismo de carbonato impuro, unidades tales como caliza o limo bituminoso. Las reacciones skarns puede formarse a partir de metamorfismo isoquímico finamente intercalado de unidades bituminosas y carbonato metasomático en que la transferencia de componentes entre litologías adyacentes pueden ocurrir a pequeña escala (tal vez centímetros) (por ejemplo, Vidale, 1969; Zarayskiy et al. 1987). Skarnoide es un término descriptivo para rocas calcosilicatadas que son relativamente de grano fino, pobres en hierro y que reflejan, al menos en parte, el control de la composición del protolito (Korzkinskii, 1948; Zharikov, 1970). Genéticamente, skarnoide es intermedio entre un punto de vista puramente hornfels metamórfico y un punto de vista puramente metasomático. Figura 1. Skarnoide y flujo de fluidos (Meinert, 1995) Por todo lo anterior, la composición y la textura del protolito tienden a controlar la composición y la textura del resultante skarn. En contraste, la mayoría de los depósitos de skarn económicamente importante son resultado de la transferencia a gran escala 4

5 metasomática, que controla la composición de líquidos resultantes de skarn mineral y su mineralogía. No todos los skarns tienen mineralización económica; skarns que contienen mineralización son llamados depósitos de skarn. En la mayoría de los grandes depósitos de skarn, skarn y mineralización de la mena son resultado del mismo sistema hidrotermal, aunque puede haber diferencias significativas en el tiempo/espacio de la distribución de estos minerales a escala local. Aunque raras, también es posible la formación de skarn por metamorfismo de yacimientos minerales preexistentes tal como se ha sugerido para Aguilar, Argentina (Gemmell et al. 1992), Franklin Furnace, EE.UU. (Johnson et., 1990), y Broken Hill, Australia (Hodgson, 1975). Figura 2. Modelo conceptual generalizado para entornos geológicos de alta temperatura, carbonatados y relacionados con ambientes ígneos. (From Plumlee and others, 1999, figure 19.18) Skarn metamórficos, skarn metasomáticos y depósitos skarn El término skarn originado en Suecia Central, donde fue usado por los mineros para referir a ganga calco silicatada de grano grueso asociado con menas de hierro y esto fue luego adoptado por Goldschmith en sus clásicas memorias en el área de Kriatiana. Desde aquel tiempo el término ha sido expandido a incluir una gran variedad de rocas calco-silicatos que son ricas en calcio, hierro, magnesio, aluminio y manganeso. Los mayores procesos propuestos para explicar el reemplazamiento incluye: 1. Recristalización metamórfica de mármol, caliza arcillosa o rocas carbonatadassilicatadas ricas en metales, con poca o ninguna introducción de componentes químicos, referidos como hornfels calco-silicatos, skarn recristalizado o skarnoide. 2. Intercambio local de componentes entre diferentes litologías durante metamorfismo de alto grado o de contacto, un proceso ahora referido como reacción skarn, intercambio local o difusión skarn bimetasomática y bandas calco-silicatos. 5

6 3. Intercambio local a altas temperaturas de componentes entre magmas y rocas carbonatadas, referidas como skarn primarios o skarn de estados magmáticos. 4. Transferencia a gran escala de componentes sobre un gran rango de temperatura, entre fluidos hidrotermales y predominantemente rocas carbonatadas referidas como skarn y skarn de estado postmagmático. Skarns de este tipo ejemplifican procesos de infiltración. Todos los procesos descritos, simples o en combinación, pueden resultar en la formación de skarn. Los primeros son metamórficos y no incluyen introducción de componentes dentro del sistema sedimentario; transferencia de masa o de componentes volátiles ocurre solamente a escala local. Los segundos son también metamórficos, pero solamente observados a escala de una secuencia completa de litologías inter-capas; en escala local los procesos incluyen transferencia metasomática de componentes sobre distancias de algunas decenas de centímetros. Los depósitos minerales skarn son encontrados en los contactos entre plutones ígneos y rocas sedimentarias o en fisuras distales en rocas carbonatadas. En la mayoría de literatura tales depósitos han sido referidos como hidrotermal-metamórfico, tactita y piro-metasomático, en libros recientes ellos son llamados como ígneos metamórficos o metasomáticos de contacto. Ninguno de estos términos es apropiado por que los contactos ígneos no son siempre presentes o incluso necesarios; la formación de estos depósitos abarca un amplio rango en temperatura; y la distinción entre la relativa importancia de procesos metamórficos y metasomáticos no es claro para depósitos individuales ni para la clase como un todo. Se puede adoptar un nombre simplemente referido como Deposito skarn, un término libre de implicaciones genéticas. Miembros finales metamórficos y metasomáticos Los skarn, una roca que consiste de minerales calco-silicatos, puede ser generado por procesos puramente metamórficos o puramente metasomáticos, skarns también pueden abarcar un rango entre los procesos de miembros finales. Metamorfismo de rocas volcano-sedimentarias agrupan enriquecimiento en metales adicionales como son manganezo y zinc. En algunos casos; el ambiente generador de fluidos mineralizantes son metamórficos y los componentes minerales fueron movilizados por algunos procesos de disolución de concentración temprana. Los depósitos minerales resultantes pueden ser iguales en términos mineralógicos y petrográficos del resultado final de interacción de un fluido hidrotermal magmático con rocas carbonatadas. Esto es porque fluidos hidrotermales de diferente origen pueden, después de interacción suficiente con un ambiente dado adquirir características químicas similares y producir resultados similares. El armazón de un esquema de dos miembros finales para la génesis de depósitos de skarn termometamórficos y metasomáticos es basado en la fuente de los componentes. Se concluye que los fluidos hidrotermales incluyen la formación de depósitos minerales que pueden adquirir su carga de disolución por diferentes caminos, sin embargo, el esquema de clasificación basado solamente en la fuente de los componentes es 6

7 inalterable. Actualmente los esquemas de clasificación más usados están basados en las propiedades intrínsecas incluyendo mineralogía, morfología y origen tectónico. Mineralogía de los Skarn Así como la mineralogía es la clave para el reconocimiento y la definición de skarns, también es fundamental para entender su origen y en la distinción de la importancia económica de los depósitos minerales interesantes entre localidades no rentables. Mineralogía en Skarn es cartografiable en el campo sobre todo la "alteración" y sirve como la más amplia guía para encontrar un potencial cuerpo mineral. El reconocimiento de características distales de alteración puede ser de importancia crítica en las primeras etapas de exploración. Detalles de la mineralogía de skarn y zonificación puede ser usado para construir los modelos de depósitos específicos de la exploración, así como los modelos de utilidad más general en el desarrollo de programas de exploración de base o de síntesis regionales. Aunque muchos minerales de skarn son típicos de rocas de formación, algunos son menos abundantes, y muchos tienen variaciones en composición que pueden arrojar información importante sobre el medio ambiente de formación (por ejemplo, piroxeno - Takano, 1998; scapolite - Pan, de 1998). Algunos minerales como el cuarzo y calcita, están presentes en casi todos los skarns. Otros minerales como la humita, periclasa, flogopita, talco, serpentina, y brucita son típicos de skarns magnesianos pero están ausentes de la mayoría de los demás tipos de skarn. Además, hay muchos minerales como estaño, boro, berilio y flúor que son muy restringidos, pero localmente importantes en su paragénesis. El advenimiento de las modernas técnicas de análisis, en particular la microsonda de electrones, hace que sea relativamente fácil determinar la composición exacta de minerales y en consecuencia, precisa de utilizar nombres mineralógicos. Sin embargo, los nombres mineralógicos deben utilizarse correctamente para no dar a entender más de lo que se conoce sobre la composición mineral. Por ejemplo, la secuencia de piroxeno, clinopiroxeno, clinopiroxeno cálcico y diópsido, son cada vez más específica. Lamentablemente, es muy común en la literatura geológica para fines específicos términos, como diópsido, que se usa cuando todo lo que se sabe acerca de los minerales de que se trata es de que podría ser piroxeno. Zharikov (1970) fue quizás el primero en describir la sistemática de las variaciones en la mineralogía de skarn entre las principales clases de skarn. Utilizó equilibrios de fase, compatibilidades minerales, y las variaciones de composición en la serie de solución sólida para describir y predecir características minerales de skarn conjuntos para diferentes tipos. Sus observaciones se han extendido por Burt (1972) y Einaudi y otros. (1981) para incluir una amplia variedad de tipos de yacimientos y las diferencias entre los tipos mineralógicos. Los minerales que son de gran utilidad para la clasificación y para la exploración son como el granate, piroxeno y anfíboles, que están presentes en todos los tipos de skarn y que muestran marcada variabilidad de composición. Por ejemplo, el piroxeno manganifero, johannsonita, se encuentra casi exclusivamente en skarns de zinc. Su presencia, sin mucha más información de apoyo, es definitivo para este tipo de skarn. 7

8 En muchos sistemas de skarn, variación de contenido de hierro es el parámetro más importante y por lo tanto, muchos minerales son descritos simplemente por su miembro final de hierro, por ejemplo, Hd10 o Ad90. Grandes cantidades de información de composición puede resumirse gráficamente. Diagramas Triangulares comúnmente se utilizan para expresar variaciones en la composición de complejos minerales como granate y piroxeno. Anfíboles son más difíciles de representar gráficamente porque tienen estructuras que dependen de las variaciones de composición. Las principales diferencias entre los anfíboles en diferentes tipos de skarn son variaciones en la cantidad de Fe, Mg, Mn, Ca, Al, Na, y K. Anfíboles de Au, W, Sn y skarns son progresivamente más alumínicos (actinolita - hastingsita - hornblenda), skarns con anfíboles de Cu, Mo, y Fe son progresivamente más ricos en hierro en la tremolita, y los skarns con anfíboles de cinc, son a la vez ricas en Mn y con déficit de Ca, que van desde la actinolita a dannemorita. Para un depósito de skarn o grupo de skarns, de variaciones de composición en las fases minerales menos comunes, como idocrasa, bustamita u olivino, puede dar una idea de los patrones de zonación o petrogénesis regionales (por ejemplo, Giere, 1986; Agrell y Charnely, 1987; Silva y Siriwardena, 1988; Benkerrou y Fonteilles, 1989). Evolución de skarns en el tiempo y el espacio Como fue reconocido por los primeros investigadores de skarns (por ejemplo, Lindgren 1902; Barrell, 1907; Goldschmidt, 1911; Umpleby, 1913; Knopf, 1918), la formación de un depósito de skarn es un proceso dinámico. En la mayoría de los grandes depósitos de skarn hay una transición de metamorfismo temprano/distal 8

9 resultado en hornfels, reacción de skarn, y skarnoide, para metasomatismo tardío/proximal resultando minerales de relativamente grano grueso de skarn. Debido a los fuertes gradientes de temperatura y gran circulación de líquidos causada por células de una intrusión magmática (Norton, 1982; Salemink y Schuiling, 1987; Bowers et al. 1990), el metamorfismo de contacto puede ser considerablemente más complejo que el simple modelo de recristalización isoquímica invocado por metamorfismo regional. Por ejemplo, diversos fluidos que circulan a través de una fractura en un relativamente protolito carbonato simple pueden dar lugar a diversas reacciones. Así, los fuertes gradientes térmicos común en la mayoría de entornos plutónicos, resulta en complejos de aureolas metamórficas con transferencia metasomática a pequeña escala como lo demuestra la reacción skarns y skarnoide. Figura 4. Tipos de formación de skarn: Metamorfismo isoquímica incluye recristalización y cambios en la estabilidad mineral sin significantes transferencias de masa. Reacciones de skarn resultan de metamorfismo de litologías intercaladass, como son lutitas y calizas, con transferencias de masa entre capas a pequeña escala. Fluidos metasomáticos complejos, con la posible adición de componentes magmáticos, como Fe, Si, Cu, etc, producen un continuo entre procesos puramente metamórficos y puramente metasomáticos. Este metamorfismo temprano y metasomatismo a continuación de relativamente alta temperatura (Wallmach y Hatton, 1989, describen temperaturas> 1200C) son seguidos por alteración retrógrada con descenso de temperaturas. Un vínculo entre el espacio y el tiempo es un tema común en los yacimientos de mineral y requiere de una cuidadosa interpretación de las características que puede parecer que sólo se producen en un lugar determinado (por ejemplo, Barton et al. 1991). La formación de depósitos de tipo skarn involucra esencialmente tres etapas: 1) Metamorfismo isoquímico: Recristalización metamórfica y cambios mineralógicos reflejando el protolito y circulación de fluidos a alta temperatura formando minerales calcosilicatados. Incluye además el desarrollo de: mármol, rocas córneas, cuarcitas, skarn de reacción, skarnoides, talco y wollastonita hacia la periferia. 2) Etapas múltiples de metasomatismo: Cristalización del magma y liberación de una fase fluida produciendo skarn metasomático. Se forman principalmente minerales anhidros por acción de fluidos de 9

10 derivación magmática a temperaturas de 400º-800ºC. Usualmente en esta etapa ocurre o comienza la mineralización. 3) Alteración retrógrada: Enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperatura más baja, posiblemente meteóricas, oxigenadas, causando alteración retrógrada de los minerales calcosilicatados metamórficos y metasomáticos. En esta etapa se forman nuevos minerales hidratados de temperatura más baja, a partir de los minerales anhidros formados previamente. Incluyen: epidota, actinolita, clorita y otras fases minerales hidratadas, típicamente con control estructural y sobreimpuestos a la secuencia de progrado (fallas, contactos estratigráficos o intrusivos). En algunos casos la mineralización se extiende también a esta etapa de retrogrado. Figura 5: Etapas evolutivas de depósitos skarn asociados a plutones: A) la intrusión inicial causa metamorfismo de las rocas sedimentarias. B) recristalización metamórfica y cambios de fase reflejan composiciones del protolito con bimetasomatismo locales y de circulación de fluido formando diversos minerales calcosilicáticas (reacción skarns y skarnoide) en litologías impuras y fluido a lo largo de los límites. Notar que el metamorfismo es más amplio y de mayor temperatura a la profundidad que junto a la pequeña cúpula en la parte superior del sistema. C) Cristalización y la liberación de una fase acuosa resultan en un fluido controlado metasomático de Skarn. Tener en cuenta que formación de Skarn en profundidad es pequeña en relación con el tamaño de la aréola metamórfica. También está verticalmente orientado frente a la extensión lateral local que se extiende más allá de la aureola metamórfica cerca de la parte superior del sistema. D) Enfriamiento del plutón y la posible circulación de las más frescas y oxigenadas aguas meteóricas puede causar alteración retrógrada metamórfica y metasomático de agregados calco-silicatados. Tenga en cuenta que la alteración retrógrada es más amplia en las zonas someras 10

11 Profundidad de formación Una de los fundamentales controles sobre el tamaño de skarn, geometría, y el estilo, es la profundidad de formación. Estudios geobarométricos cuantitativos típicamente utilizan equilibrio de minerales (Anovitz y essenos, 1990), inclusiones fluidas (Guy et al. 1989) o una combinación de estos métodos (Hames y otros., 1989) para calcular la profundidad de metamorfismo. Los métodos cualitativos incluyen estratigráfico u otras reconstrucciones geológicas y la interpretación de las texturas ígneas. Observaciones simples de los márgenes refrigerados, tamaño de grano, morfología del plutón, y la presencia de brechiación y fractura frágil permiten las distinciones entre campo relativamente profunda y superficial. El efecto de profundidad en el metamorfismo es en gran parte una función de la temperatura ambiente de la pared de roca antes de, durante y posterior a la intrusión. Suponiendo una media de un gradiente geotérmico orogénico zona de alrededor de 35 ºC por kilómetro (Blackwell et al. 1990), la temperatura ambiente de la pared de roca antes de la intrusión a 2 km es 70 ºC, mientras que a 12 kilómetros sería 420 ºC. Por lo tanto, con el añadido proporcionado por el flujo de calor locales de actividad ígnea, el volumen de roca afectada por las temperaturas en ºC será considerablemente mayor y más largo en torno a un skarn más profundo que un somero. Además, el aumento de la temperatura ambiente puede afectar a la historia de cristalización de un plutón, así como minimizar la cantidad de alteración de los minerales de skarn. A una profundidad de 12 km con temperaturas alrededor de 400 ºC, el skarn no puede enfriar por debajo de granate y piroxeno sin posterior elevación de otros cambios tectónicos. El mayor alcance y la intensidad de metamorfismo en profundidad puede afectar a la permeabilidad de la recepción de rocas y reducir la cantidad de carbonato disponible para la reacción con fluidos metasomáticos. La profundidad de formación de skarn también afectará a las propiedades mecánicas de las rocas receptoras. En skarn de profundidad, las rocas tienden a deformarse en una manera dúctil en lugar de la fractura. Contactos intrusivos con las rocas sedimentarias tienden a ser secundarios paralelos a la estratificación, plutones a lo largo de los planos de estratificación o las rocas sedimentarias se cruzan o fluyen hasta que se ajusten a la intrusión de contacto. En los depósitos de este tipo, donde los contactos son rocas intrusivas subregionales paralelos a la estratificación, skarn generalmente se limitan a una pequeña, pero verticalmente amplia extensión. Así, skarn formados a mayores profundidades puede considerarse como una pequeña corteza de pequeño tamaño en relación con los plutones asociados y su aureola metamórfica. En cambio, las rocas receptoras en profundidades someras tienden a deformarse por el fracturamiento y fallamiento en vez de plegado. El fuerte hidrofracturamiento asociado a intrusiones a nivel superficial aumenta la permeabilidad de las rocas receptoras, no sólo para metasomáticas ígneas relacionados con fluidos, sino también para más tardías, posiblemente fluidos meteóricos más frescos (Shelton, 1983). La afluencia de agua meteórica y la consiguiente destrucción de los minerales de skarn durante alteración retrograda es uno de los rasgos distintivos de la formación de skarn en un entorno superficial. 11

12 Skarns superficiales son conocidos actualmente en la formación de los sistemas geotérmicos activos (McDowell y Elders, 1980; Cavarretta et al. 1982; Cavarretta y Puxeddu, 1990) y las fuentes termales en el fondo del mar (Zierenberg y Shanks, 1983). El grado en que una determinada etapa de alteración se desarrolla en un determinado skarn dependerá del entorno geológico de la formación. Por ejemplo, metamorfismo probablemente será más amplio en torno a un grado superior de skarn formado en relativamente grandes profundidades de la corteza que uno bajo condiciones someras. Por el contrario, la alteración retrógrada durante el enfriamiento, y la posible interacción con agua meteórica, será más intensa en una de skarn formado a profundidades relativamente someras en la corteza terrestre en comparación con uno formado a mayores profundidades. En ambientes más profundos rocas skarns carbonatadas podrían deformar en un manera dúctil y no a través de fractura frágil, estratificación paralela a la intrusión de contacto. Estas diferencias en el estilo estructural, a su vez, influyen en el tamaño y la morfología de los skarn. Así, composición de roca, la profundidad de formación, y el ajuste estructural son todas las causas de las variaciones del idealizado modelo "clásico" de skarn. Metamorfismo de contacto Bases descriptivas. Fluidos mineralizantes, reacciones y equilibrio Un magma es introducido dentro de niveles de la corteza, metamorfismo de contacto forma una aureola termal zonada consistente de silicatos cálcico-alumínicos en lutita calcárea o marga, silicatos cálcico-magnesianos en limos dolomíticos y wollastonita en calizas. Estos, marmoles pobres en hierro y hornfels constituyen etapas de metamorfismo temprano. Aureolas de metamorfismo pueden extenderse por kilómetros fuera de los cuerpos intrusivos en relativamente ambientes profundos; en ambiente subvolcánico superficial el metamorfismo es menos extenso. Las etapas de metamorfismo son esencialmente estériles de minerales de mena pero esta idea parece ser una etapa en la formación de concentraciones de minerales temprana por que hornfels calcáreos son fácilmente fracturados durante la adaptación estructural ocurrida durante el continuo emplazamiento de magma o debido a la perdida de volátiles en volumen constante generando incremento en la porosidad. Donde las rocas carbonatadas son impuras y lutitas calcáreas y areniscas son abundantes, metamorfismo de calco-silicatos puede constituir una gran porción de depósitos skarn. Composiciones metamórficas calco-silicatos reflejan la composición de protolitos originalmente sedimentarios; en muchos casos las impurezas dominantes son magnesio y aluminio y los resultantes minerales calco-silicatos consisten de grosularita y diópsido. Donde ocurren protolitos sedimentarios ricos en hierro, son formadas rocas metamórficas calco-silicatadas ricas en hierro. Estas pueden ser distinguidas de calcosilicatos metasomáticos solamente con considerable dificultad. En algunos casos el siguiente criterio puede ser usado: (1) rocas metamórfica generalmente contienen un gran número de fases para el número de componentes, donde las rocas metasomáticas 12

13 contienen muy pocas fases para el número de componentes; y (2) en cualquier tipo de roca dado, la composición de todas las zonas formadas por metamorfismo son idénticas, excepto para H2O y CO2; en contraste, discontinuidades en la composición donde no ha existido previamente son una señal de metasomatismo. Reacciones metamórficas. Estudio de partes metamórficas de depósitos skarn son importantes porque los minerales metamórficos son típicamente sobreimpuestos y alterados por metasomatismo tardío, debido a que los estudios de las asociaciones minerales pueden conducir a un mejor entendimiento de las condiciones generales de P-T acompañando la formación temprana de skarn, y debido a que el análisis de la distribución de la asociación de minerales metamórficos ayuda a entender la distribución termal y patrones de flujo de fluidos en aureolas de contacto. Reacciones metamórficas involucran solamente cambios en la cantidad de componentes volátiles presentes en la roca, como son O2, CO2 y H2O, y son una función de las condiciones de P-T y la fugacidad (presiones parciales termodinámicas) de estos componentes volátiles. Un ejemplo es: Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3CaCO3 + 2SiO2 = 5CaMgSi2O6 + CO2 + H2O Considerables datos experimentales existen en reacciones metamórficas incluyendo mezcla de volátiles y minerales de miembros finales puros en los sistemas CaO-MgO- SiO2-CO2-H2O y CaO-Al2O3-SiO2-CO2-H2O. En presiones constantes, dos variables pueden ser usadas para describir las estabilidades de calco-silicatos en los sistemas: temperatura (T) y fracción molar de CO2 en un fluido H2O-CO2. Reacciones que conducen a las primeras apariciones de fases calco-silicatos de asociaciones carbonáticas tienen pendientes positivas en el diagrama T-XCO2; que son un incremento en la temperatura o disminución en XCO2 favorece la formación calco-silicato. Esto tiene dos consecuencias importantes en la interpretación de cantidades naturales: (1) en orden a la T específica, la composición de la fase acuosa (XCO2) puede ser conocida; y (2) formación de calco-silicatos puede ocurrir a T menores en fluidos ricos en agua que en fluidos ricos en CO2. Oxigeno isotópico y datos de inclusiones fluidas indican que XCO2 en fluidos impregnados en rocas carbonatadas durante metamorfismo y metasomatismo son generalmente muy pocos, quizás menores que 0.1. Si bajos valores de XCO2 son tomados como caso general, entonces varios equilibrios T-XCO2 pueden ser usados en lugar de límites de temperatura en ciertos minerales. 13

14 Figura 6. Variación de los fluidos de acuerdo con la T y XCO2. Modificado de Greenwood (1967) and Kerrick (1974). Incremento de skarn metasomático Bases descriptivas. Inicio de metasomatismo con cristalización de magmas relacionados a fluidos hidrotermales magmáticos producen hidrofracturamiento del pluton y en algunos casos, de hornfels formados previamente. Estos fluidos, que pueden mezclarse con aguas metamórficas, o en un estado tardío, con aguas metéoricas, ascienden a lo largo del exterior del contacto del plutón e infiltran a la roca caja a lo largo del contacto intrusivo como también a lo largo de las fisuras, diques pre-skarn y sills, contactos sedimentarios y otras zonas permeables. La solución, equilibrado con cuarzo mozonita, puede ser casi neutral y enriquecido en hierro relativo a magnesio. Los metales y sulfuros contenidos de la solución dependen de la temperatura y presión de equilibrio con la masa intrusiva, el estado de oxidación de los sistemas y el contenido halógeno del magma. Gradientes de actividad de solución siguiendo a los canales resultan en un ordenamiento zonal distribuido de temprano a distal, generalmente skarns anhídridos presentan: endoskarn formado en intrusivos y hornfels intercalados por introducción de calcio de rocas carbonatadas; exoskarn formado en rocas carbonatadas por introducción de hierro, sílica, aluminio y otros componentes. Componentes químicos en los skarn pueden ser de derivación local o ajena. Interacción de los fluidos formadores de skarn con dolomita ceden magnesio al skarn caracterizado por clinopiroxeno, forsterita y calcita donde la caliza cede calcio al skarn caracterizado por granate y piroxeno con zonas exteriores de wollastonita, idocrasa y/o piroxenoides. Composiciones calco-silicatadas son influenciadas por el estado de oxidación del sistema, con componentes de hierro férrico dominante presentes en estados de alta oxidación y componentes de hierro ferroso dominante presente en estados de baja oxidación. Superposición de estos estados en hornfels y mármoles calco-silicatos resultan en asociaciones minerales complejas y en 14

15 zonado composicional de silicatos individuales. Los estados tempranos anhídridos, no están usualmente acompañados por depositación de sulfuros; simultanea mineralización incluye magnetita y boratos en skarn magnesiano y scheelita en skarn cálcico. Las etapas tardías de incremento de skarn prógrado muestra una tendencia hacia enriquecimiento en hierro y empobrecimiento en magnesio en los silicatos. Andradita y piroxeno pueden reemplazar skarn magnesianos tempranos. En skarn cálcicos, esta tendencia en evolución puede ser reconocido por el desarrollo de rico hierro férrico tardío (andradita) o ferroso y manganeso enriquecido (almandino-espesartina), y ferroso y manganeso enriquecido (hedenbergita) en skarn de tungsteno. Similarmente, andradita tardía y johansonita-hedembergita son observados en skarn con tendencia de zinc. La depositación de magnetita y de sulfuros generalmente comienza con el estado tardío del incremento de skarn pero picos durante el skarn tardío destruyen etapas. Probablemente el mineral opaco característico de esta etapa es magnetita, el cual reemplaza andradita en skarns cálcicos o es acompañado por flogopita, humita, boratos y serpentina, hacia el exterior zonas de forsterita de skarn magnesianos, sulfuros son menos característicos pero pueden incluir sulfuros de baja sulfuración como pirita, bornita y calcopirita en zonas de andradita y esfalerita, en el exterior de zonas de piroxeno o piroxennoide de skarn cálcico. Amplia alteración de hidratación de silicatos de skarns en esta etapa son raras, excepto en skarn magnesiano. Scheelita son generalmente ausentes de estas etapas prógradas ricas en hierro. Plutones asociados pueden incluir metasomatismo alcalino, como son biotita-ortoclasa o escapolita-albita, adicional desarrollo de endoskarn (ejm. Cuarzo-plagioclasa-piroxeno-epidota en skarns de tungsteno) o poca alteración megascópica en el total. Temperatura y fugacidad de sulfuros y oxigeno durante desarrollo de skarns metasomáticos La presencia de hierro, manganeso y sulfuros en ambientes de skarn metasomáticos introduce adicionales complejidades dentro de la interpretación de la estabilidad de minerales calco-silicatos. Hierro, manganeso y sulfuros, la estabilidad de minerales que contienen estos elementos que son una función de la abundancia (fugacidad) de oxigeno y sulfuro. Equilibrio incluye hierro, manganeso y el equilibrio de sulfuros son a su vez mejor mostrados como una función de las variables T-fO2-fS2. La capacidad de hierro y manganeso para sustituir magnesio y aluminio en calco-silicatos causa cambios radicales en la estabilidad de la resultante solución sólida mineral. Estudios han mostrado que muchas de las fases minerales clásicamente pensadas de alta temperatura pirometasomática pueden ser estables en relativamente bajas temperaturas (350 a 450 ºC), particularmente en bajos valores de presión, oxidación y estados de sulfuración y XCO2. Pocos datos experimentales existen en el caso de solución sólida de hierro-manganeso en minerales calco-silicatos en equilibrio. Estudios acerca de la temperatura y presión de formación de skarns sugieren temperaturas de formación de skarns prógrados de 650 a 400 ºC e indica substancialmente alta temperatura de formación de skarn prógrados asociados con ambientes de alta presión. 15

16 Procesos metasomáticos Reacciones metasomáticas, difieren de las metamórficas, produce cambios en la cantidad de componentes no volátiles (ejm. Ca, Fe, Si) en la roca. Dos variedades generales de skarn metasomáticos han sido identificados: metasomático local (reacciones skarn) e infiltración metasomática (ígneo metasomático). Los primeros son generalmente confinados a terrenos metamórficos de moderado a alto grado donde los componentes químicos para reacciones son conducidos del campo de rocas y no son generalmente asociados con formación de mena; la segunda es relacionada a metasomatismo causado por sistemas magmáticos hidrotermales y son generalmente asociados con depósitos de mena de algunas variedades. Modelos teóricos y experimentales de zonado metasomático han recibido considerable atención desde las formulaciones originales de difusión e infiltración. Metasomatismo resultante de difusión intergranular puede ser visualizado como el resultado de reacciones prolongadas entre dos substancias incompatibles (ejm. Dos rocas interestratificadas o una roca y un fluido acuoso). La difusión ocurre en respuesta de gradientes de concentración de difusión de componentes entre zonas, y gradientes finitos son presentes en límites de zonas; la resultante secuencia mineral muestra abruptas discontinuidades composicionales entre zonas, y minerales de solución sólida muestran cambios progresivos en la composición entre zonas. Aunque modelos de difusión pura pueden ser aplicados exitosamente en delgadas zonas de reacción estas son diferentes que la difusión que puede ocurrir en grandes espesores de zonas metasomáticas comúnmente observadas en depósitos skarn. La aplicación de fuerzas para transporte de masas difusivas, decrece como el espesor de las zonas de reacción se incrementa y los procesos metasomáticos paran. Largas distancias de transporte pueden resultar, sin embargo, del flujo de fluidos inducido por gradientes de presión y temperatura. La resultante secuencia mineral muestra abruptos límites zonales en la composición de minerales entre zonas, la complejidad de la variación composicional mineral entre zonas individuales de depósitos skarn pueden ser identificados por las características composicionales de calco-silicatos, entonces, tanto la infiltración y la difusión juegan roles importantes. Depositación de sulfuros y alteración retrograda La mayoría de períodos de depositación de menas de sulfuros generalmente siguen el cese del desarrollo de skarn y es acompañado por el inicio de alteración hídrica de minerales de skarn tempranos y alteración hidrolítica de intrusiones asociadas. Depositación de sulfuros y alteración de skarns tienen típicamente control estructural y cruzan a través de modelos de skarn tempranos; en algunos casos, depositación de sulfuros se extiende más allá de skarns en mármol o hornfels. Los productos de alteración típicamente reflejan la composición de los silicatos skarn originales modificados por la disolución de calcio e introducción de volátiles: epidota de bajo hierro, clorita y calcita reemplaza grosularita; cuarzo, óxidos de hierro y calcita reemplaza andradita; biotita, hornblenda-plagioclasa reemplaza almandino; tremolita, actinolita y eventualmente talco reemplaza diópsido; ilvaita, rodonita o rodocrosita reemplaza mangano-hedembergita; ferro-actinolita reemplaza hedembergita; y serpentina reeemplaza forsterita. Estas reacciones retrogradas dirigen el reemplazamiento de ricos en calcio calco-silicatos por una cantidad de: (1) silicatos de 16

17 bajo calcio, (2) óxidos de hierro o sulfuros y (3) carbonatos o plagioclasa de tipo albita. Calcio relacionado a la solución puede resultar en precipitación tardía de sheelita. Los mecanismos referidos como línea de depositación mineral de mármol son de importancia en el desarrollo de cuerpos de sulfuros de alto grado en depósitos skarn. Esto es también un ejemplo de una zona de skarn exterior producido por tardíos fluidos de baja temperatura. Reacciones que acompañan mármol de depositación de sulfuros incluyen la formación de talco + calcita en la interface tremolita-dolomita en skarns magnesianos y cuarzo-calcita-clorita-epidota formados en la interface wollastonitacalcita en skarns cálcicos. Dentro del skarn, minerales opacos en muchos casos son cerradamente asociados con características retrogradas y reflejan altos estados de oxidación y sulfuración y menores temperaturas que tempranos acompañamientos a la mineralización. El grado al cual skarn tempranos son alterados por estos estados tardíos sulfuros-hidrosilicatos son relacionados a profundidad y proximidad a un sistema hidrotermal de ambiente abisal (skarns de tungsteno) mostrando menores alteraciones tardías que ambiente hipoabisal (skarns relacionados a pórfidos de cobre), y skarns distal (ejm. Sistemas de vetas de zinc) muestran menos alteración que skarns proximales (ejm. Skarns en contacto con plutones alterados hidrolíticamente). Alteración clorita-epidota de endoskarn o propilítica de rocas de diques ígneos son característicos de estos estados. En muchos casos, alteración cuarzo-moscovita-pirita de rocas plutónicas pueden ser correlacionados a las etapas hidrosilicatos, tanto en ambientes hipoabisal y algunos ambientes abisales. Un período de amplia destrucción del skarn puede ocurrir si significante circulación hidrotermal continúa en bajas temperaturas. En algunos depósitos, estos períodos tardíos son limitados a escaso relleno de drusas de cuarzocarbonatos-sulfuros, en otros, grandes porciones de los skarn son convertidos a mezclas de cuarzo, calcedonia, arcillas, carbonatos, sulfuros y óxidos de hierro. La existencia de skarn tempranos puede solamente ser reconocida por la presencia de minerales relictos o minerales pseudomorfos. Figura 7. Cambios en el contenido mineral y el fluido durante reacciones de mineralización ácida de Zn-Pb con dolomita a 300 ºC. 17

18 Petrogénesis y entornos tectónicos de los depósitos skarn La mayoría de los principales depósitos Skarn están directamente relacionados con la actividad ígnea. Los promedios de grandes cantidades de datos para cada tipo de Skarn pueden resumirse en una variedad de esquemas de composición para mostrar distinciones de Skarn entre clases. Skarns de Estaño y molibdeno normalmente se asocian con una alta sílice, plutones fuerte mente diferenciadas. En el otro extremo del espectro, skarns de hierro por lo general se asocian con baja sílice, ricos en hierro, relativamente plutones primitivos. Tales diagramas son menos útiles para la realización de estudios detallados que, sin embargo, debido a la amplia gama de composiciones ígneas posible para un individuo skarn y de la dificultad de aislar los efectos de metasomatismo y fines de alteración se los utiliza. Figura 8. Variación de (A)MgO y (B) K2O vs. SiO2 Correlación entre la química de los elementos Meinert (1995). mayores. Meinert (1995). Otras características importantes incluyen el estado de oxidación, tamaño, textura, profundidad de emplazamiento, y la tectónica de cada uno de los plutones. Por ejemplo, skarns de estaño son casi exclusivamente asociados con una reducción, series ilmenita puede caracterizarse como de tipo S. Estos plutones tienden a ocurrir en cratones estables en el que la fusión de la corteza puede ser instigado por dislocación incipiente. Muchos skarns de oro también se asocian con una reducción de plutones de series ilmenita. Sin embargo, plutones de Skarn de oro son típicamente máficas, bajo cuerpos de sílice, que no podría haber formado por la fusión de la corteza sedimentaria. En cambio, los plutones asociados a skarns de cobre, en particular los depósitos pórfido de cobre, están muy oxidados, magnetita, y de tipo I asociada a subducción relacionados con arcos magmáticos. Estos tienden a ser plutones porfíricos y emplazadas en niveles someros de la corteza. Skarns de Tungsteno, por otra parte, se asocian con plutones relativamente grandes, de grano grueso, equigranular o complejos batolíticos que es indicativo de un medio ambiente más profundo. 18

19 Figura 9. Correlación entre saturación de aluminio (A) y estado de oxidación de hierro (B) rocas plutónicas asociadas con los mayores tipos de depósitos skarn. A) Rb vs. Sc y (B) V vs. Ni Tectónica, petrogenesis, y depósitos Skarn están íntimamente entrelazados. Algunos libros de texto clasifican provincias ígneas (Wilson, 1989) o los diferentes tipos de mineral de los depósitos (Sawkins, 1984). Este enfoque ha tenido menos éxito en la descripción de yacimientos tales como skarns que son el resultado de procesos que pueden ocurrir en casi cualquier ambiente tectónico. Una clasificación útil tectónica de los depósitos skarns debería separar grupos de Skarn que se presentan juntos y distinguir a los que normalmente se producen en entornos especializados de tectónica. Ubicación de acuerdo a la tectónica de placas Un ambiente orogénico temprano puede ser visualizado como un arco magmático asociado con un empinado ángulo en la zona de subducción en un ambiente oceánico dominante. En algunos casos estos terrenos son subsecuentemente acrecionados creciendo márgenes continentales. Magmatismo de arco de islas incluye rocas volcánicas basálticas y andesíticas las cuales pueden localmente interdigitarse con rocas clásticas de tras-arco o con arcos volcánicos bajo el nivel del mar, con rocas marinas superficiales clásticas incluyendo arrecifes calcáreos. Rocas intrusivas con rangos de gabro a granodiorita con menores rocas alcalinas. Depósitos de skarn ricos en magnetita son asociados con tales plutones y se forman en andesitas volcánicas y en calizas. Algunas de las características claves de que grupo de estos skarn aparte de estas asociaciones con magmas más evolucionados y corteza son su asociación con plutones gabroicos y dioríticos, los grandes volúmenes de endoskarn y los más difundidos metasomatismos de sodio, la mayor parte de composición ricos en Fe y pobres en magnesio, y la presencia de elementos anómalos Fe, Co, Au, (Ni) y (Zn) y la ausencia de Sn, W y Pb reflejan la primitiva naturaleza oceánica de la corteza, roca caja y plutones. Arcos magmáticos desarrollados en corteza continental representan un más evolucionado ambiente orogénico que los arcos de islas oceánicos; plutones son granodiorita a diorita, y las composiciones de estroncio y oxígeno isotópico muestran una mayor característica continental. Estos estados pueden continuar el estado 19

20 orogénico temprano si un arco de islas es acrecionado a un margen continental. Variaciones en el ángulo de subducción pueden tener efectos significantes, incluyendo migración de arcos magmáticos, cambios en la composición del magma y cambios en el estilo estructural de los emplazamientos de magma. Estas variaciones combinadas con perturbaciones causadas por cambios de facies estratigráficas, profundidad de las formaciones y otras variables pueden dar aumento en la variación en la geometría de depósitos skarn, mineralogía y contenido del mineral dominante. Evidencia disponible sugiere que el ángulo de subducción podría disminuir con el tiempo y en algunos casos exhibir alguna inclinación reversa. La presente discusión considera dos casos generalizados: un orogénico medio, caso en el cual la inclinación moderada causa subducción en un dominante arco magmático tipo-i, y el caso en el cual la transición de tectonismo post-subducción causa más discontinuidades magmáticas de tipo I y S, rocas más lejos hacia el cratón interior. Skarns asociados con subducción relacionados a plutones de granodiorita y cuarzo monzonita son los más comunes y más estudiados de todos estos depósitos. Donde el magma es emplazado a relativamente grandes profundidades (5 a 15 km), grandes batolitos de grano grueso resultan como causa típica de extenso metamorfismo, pero, carece de cantidad significante de alteración de baja temperatura. Skarns asociados con plutones son minados mayormente para tungsteno, con menores cantidades para cobre y molibdeno; zinc y plata pueden estar presentes en skarn distales. Skarn de tungsteno son caracterizados por relativamente reducido calco-silicato y asociación de minerales opacos, menores cantidades de alteración de baja temperatura y generalmente pequeñas cantidades de sulfuros de baja sulfuración. Donde el magma es emplazado a profundidades intermedias a superficiales de la corteza (1 a 6 km), stocks porfiríticos y plugs de granodiorita a cuarzo monzonita resulta que comúnmente tienen rocas volcánicas cogenéticas. Aureolas metamórficas no son extensas o con alto grado como en los alrededores de los batolitos más profundos y la alteración de los stocks puede ser muy extendido. Skarns asociados son ricos en sulfuros y son minados mayormente para Cu, Fe-Cu y Zn-Pb, con localmente importantes subproductos de Mo, Au y Ag. La distribución mineralógica y razones de metales de estos depósitos skarn son bastante variables. Correlaciones con los tipos de magma, estado de oxidación, profundidad de formación y distancia de las fuentes intrusivas han sido sugeridas para ocurrencias específicas. Durante la transición a tectonismo de post subducción, el arco magmático puede ensancharse o migrar más hacia el interior. Las intrusiones pueden ser tipo I o S basados en evidencia isotópica, se supone que tienen mayor interacción con corteza continental que con los arcos magmáticos más tempranos. Los magmas tipo I son de composición de cuarzo monzonita a granito y son asociados con skarns que son minados para una variedad de metales; W y Mo son generalmente dominates con mayores cantidades de Cu y Zn y menores cantidades de Bi, Pb, Ag y Au. En algunos casos la intrusión también contiene mineralización de molibdeno. Los intrusivos tipo S asociados con este estado orogénico tardío son de composición granítica; rocas volcánicas cogenéticas o aureolas metamórficas extensas son raras. Los plutones son generalmente de grano grueso y contienen megacristales de cuarzo gris oscuro, cavidades miaroliticas, canales pegmatíticos y alteración de tipo greisen. Skarn 20

21 asociados son minados para Sn, aunque otros elementos son usualmente presentes y pueden ser de importancia económica. Estos incluyen Be, B, F, Bi, W, Cu, Zn, Pb y U. La disposición de los depósitos skarn depende de la ocurrencia de rocas carbonatadas. De esta forma, la ocurrencia de los skarn puede ser errática y en algunas porciones mayores del cinturón orogénico ellos son ausentes o notablemente esparcidos. Figura 10. Ambiente de formación de los Skarn, referido a un arco magmático donde los intrusivos de composición media - ácida entran en contacto con rocas sedimentarias del tipo calizas y dolomitas y de esta interacción suceden fenómenos de metamorfismo de contacto y que posteriormente con el enfriamiento del intrusivo se liberan fluidos que reaccionan con las calizas y sucede el fenómeno de metasomatismo. (Modificado de Meinert, 1983). Zonación de los depósitos Skarn En la mayoría de skarns hay un patrón general de zonación granate proximales, distales piroxeno e idocrase (o un pyroxenoide como wollastonita, bustamita, o rodonita) en el contacto entre Skarn y mármol. Figura 11. Zonación típica de skarns de acuerdo al avance del fluido. 21