Segunda Ebullición y su relación con la formación de stockwork y brechas hidrotermales

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1 Universidad de Chile Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas Departamento de Geología Segunda Ebullición y su relación con la formación de stockwork y brechas hidrotermales Nombre: Ricardo Vergara Curso: Seminario de Pórfidos Cupríferos Profesor: Víctor Maksaev J. Fecha: 25 de Noviembre de 2002

2 Índice 1. Introducción 3 2. Segunda Ebullición 5 3. Modelo de Burnham (1985) para la generación de brechas hidrotermales y stockwork en el caso de los pórfidos Segunda Ebullición Descompresión de los fluidos exsueltos Parámetros que controlan la cantidad de energía liberada 17 a) Composición inicial del magma. 17 b) Profundidad de emplazamiento del intrusivo. 18 c) Porcentaje inicial de agua en el magma. 18 d) Porcentaje de fundido en el magma inicial 19 e) Resistencia a la tensión de la roca de caja. 19 f) Dimensión vertical de las fracturas (profundidad 20 y largo de las fracturas). 4. Conclusiones Referencias 22 2

3 1. Introducción La formación de depósitos de mena hidrotermales, sean estos de tipo pórfido, skarn u otro, depende de muchos factores, a su vez interdependientes entre sí, que deben operar de una manera óptima para generar yacimientos económicos. De forma general, se puede decir que estos factores son: - La naturaleza del magma: Su composición, contenido de azufre, cloro, etc., especialmente de H 2 O, y sus parámetros termodinámicos y, - Ambiente geológico y tectónico, especialmente la profundidad de emplazamiento del magma (Burnham y Ohmoto, 1980). La importancia de los contenidos de H 2 O reside en el control que ésta ejerce en la etapa de cristalización, cuando se separa una fase fluida (fluido hidrotermal), mediante la segunda ebullición, la cual a su vez provoca el fracturamiento de la roca de caja y la actividad hidrotermal subsecuente (Burnham y Ohmoto, 1980). La segunda ebullición provoca la liberación de energía mecánica durante el emplazamiento y la cristalización de magmas félsicos hidratados a poca profundidad. Esta liberación de energía se ve manifestada en los yacimientos de tipo pórfido, en donde las partes marginales de los cuerpos intrusivos porfíricos y la roca de caja que los alberga, aparecen intensamente fracturados, y en los numerosos cuerpos de brecha que también aparecen (Burnham, 1985). Se estima que la segunda ebullición sería la mayor causa del fracturamiento en estos sistemas (Burnham, 1985). Un buen modelo para estos procesos de liberación de energía debe ser consistente tanto en su parte teórica como con las evidencias de terreno. Con respecto a esto, Burnham (1985) realiza un modelo para la formación de brechas y de los enjambres de vetillas (stockwork), que es capaz de explicar la generación de las estructuras observadas en los pórfidos cupríferos, y que además provee una fuente de energía suficiente para desplazar grandes bloques, de decenas de toneladas varios cientos de metros sobre su posición original (como en algunas diatremas por ejemplo), como extensión de sus modelos para el volcanismo explosivo. Según el mismo autor, la liberación de esta energía está asociada a procesos magmáticos tardíos, y se libera fundamentalmente a través de dos procesos que son secuenciales y se repiten: 1) Segunda ebullición: Exsolución de la fase volátil desde el magma saturado en H 2 O. 2) Descompresión posterior del fluido exsuelto. Primero se explicará en qué consisten estos procesos, mostrando el modelo de Burnham, y luego se explicarán los parámetros más importantes que afectan la 3

4 generación de stockwork y brechas hidrotermales en general, y en particular para este modelo. Se puede decir que lo más importante para este modelo no son tanto las fórmulas, que permiten cuantificar la energía, si no los parámetros que este autor considera y la manera en que influye cada uno en el origen de los pórfidos, que es lo principal para este trabajo. 4

5 2. Segunda Ebullición Consiste en la exsolución de la fase volátil o fluida desde un magma saturado. En otras palabras ocurre la reacción: Fundido Silicatado saturado en H 2 O Cristales + fase volátil (Burnham y Ohmoto, 1980). Entonces, primero que nada, Cómo es que llega a saturarse un magma en volátiles? La solubilidad de H 2 O en un magma depende mayoritariamente de la Presión, la Temperatura y la Composición del magma (Best, 1981). Estos parámetros tienen los siguientes efectos sobre la solubilidad de H 2 O en los magmas: - Presión: Para una temperatura dada (fija), un magma aumenta su solubilidad de volátiles al aumentar la presión (figuras 1, 2 y 3). Figura 1. Solubilidad de H2O en una mezcla granodiorítica a 1100ºC. La abcisa inferior es el porcentaje molar de H2O, y la abcisa superior indica el porcentaje en peso de H2O. Tomada de Burnham y Ohmoto (1980). 5

6 - Composición del magma: Bajo las mismas condiciones de presión y temperatura, un magma de composición riolítica es capaz de disolver más volátiles que un magma de composición basáltica. Dicho de otra forma, con respecto a la segunda ebullición, un magma más riolítico es capaz de exsolver sus volátiles a una menor presión (= menor profundidad) que un magma más basáltico (figuras 2 y 3). - Temperatura: Entre dos magmas de igual composición y a las mismas condiciones de presión pero distinta temperatura, el que se encuentra a menor temperatura es capaz de disolver más volátiles que el otro (figura 2). Figura 2. Solubilidad de H2O en distintas mezclas silicatadas a diferentes temperaturas. Nótese que al menos en estas condiciones, el efecto de la temperatura es menos importante que el efecto composicional. Tomado de Best (1981). 6

7 Considerando que la mayoría de los magmas al generarse se encuentran subsaturados en volátiles, existen varias formas mediante las cuales un magma puede saturarse en H 2 O (Parada, comunicación oral, 2002): - Descompresión: Es posible saturar un magma en volátiles al descomprimirlo (ver figura 1). - Cristalización de minerales anhidros (mediante enfriamiento): El enfriamiento del magma puede permitir la cristalización fraccionada de minerales anhidros, o de minerales con un porcentaje de H 2 O menor en proporción que el del magma, lo que hace que el magma se enriquezca relativamente en volátiles. - Absorción de H 2 O desde la roca de caja: Es posible que el magma se enriquezca en su ascenso con agua desde la roca de caja. Figura 3. Solubilidad de H2O en distintas mezclas silicatadas a diferentes presiones: (1) basalto a 1100ºC; (2) andesita a 1100ºC; (3) granito a su líquidus. Tomado de Wilson (1989). Es importante considerar también que el comportamiento del agua es muy diferente a condiciones plutónicas que a las de la superficie (Wilson, 1989). De acuerdo a esta autora, a presiones mayores a 218 bares y temperaturas sobre 374 ºC (llamadas temperatura y presión críticas del agua), el agua deja de comportarse como líquido o gas, y lo hace como fluido supercrítico (figura 4). En otras palabras, tiene propiedades que no permiten distinguirla como líquido o gas, pero en cuanto a sus propiedades 7

8 físicas, como densidad y viscosidad, se parece más al agua líquida a condiciones ambientales que al agua en estado gaseoso. Por esto cuando se trata de la segunda ebullición es preferible hablar de volátiles que de gases, ya que se trata de fluido supercrítico. Figura 4. Densidad del H2O en g/cm 3 a diferentes temperaturas y presiones. El punto crítico del H2O se encuentra a 374ºC, 218 bares. Tomado de Wilson (1989). La exsolución del agua desde el magma comenzaría con la formación de burbujas (vesiculación), debido a que es la forma en que el líquido alcanza su menor estado de energía (Phillips, 1973). La cinética de la nucleación de burbujas es similar a la cinética de nucleación de cristales, pero a diferencia de esta última, se requiere energía; es decir, la nucleación de burbujas es un proceso endotérmico, mientras que la nucleación de cristales es un proceso exotérmico (Phillips, 1973). Es debido a esta propiedad de la exsolución del agua desde el magma que subsecuentemente a esta, el magma aumenta considerablemente sus tasas de enfriamiento. En general, lo que ocurre cuando la cristalización ocurre en un rango restringido de temperatura es que la separación de los cristales desde el magma produce un aumento en la concentración de los componentes volátiles en el líquido remanente, y en ciertos casos esto puede llevar a un aumento en la presión de vapor de los 8

9 componentes volátiles disueltos (Phillips, 1973). Si este aumento en la presión de vapor durante el enfriamiento y la cristalización excede las fuerzas confinantes, ocurrirá la segunda ebullición (Phillips, 1973). Esta segunda ebullición será más violenta y rápida a mayor velocidad de cristalización (Townley, 2001). Otro aspecto importante de la violencia de esta reacción reside en que sólo la separación masiva y violenta de la fase hidrotermal será capaz de secuestrar metales antes de que entren a formar parte de los minerales formadores de roca (Townley, 2001). De acuerdo a Burnham (1985), un gradiente no muy alto de temperatura dentro del magma permitiría la nucleación y cristalización de un gran volumen del magma simultáneamente en vez de una pequeña zona de cristalización desde los márgenes. Esto generaría la exsolución de grandes volúmenes de H 2 O. Si se alcanzan las condiciones óptimas para la ebullición retrógrada, el exceso de energía cinética interna de los componentes volátiles se transforma abruptamente en la energía cinética de expansión de las burbujas a través de un gran volumen de roca y magma. Para una presión de 550 bares, o sea aproximadamente a 2 km de profundidad, la expansión de un magma granodiorítico con un contenido inicial de H 2 O de2,7 % en peso debido a la exsolución de la fase volátil será de alrededor de un 50% (figura 5) (Burnham y Ohmoto, 1980). Figura 5. Cambio en volumen (abcisa inferior) y energía mecánica liberada (abcisa superior) en la reacción de segunda ebullición: fundido saturado en H2O cristales + vapor. Los valores de DV y PDV corresponden a la cristalización completa de un magma grandiorítico con un contenido inicial de H2O de 2,7 wt%. La profundidad de la transición entre los regímenes de fracturamiento explosivo (erupción volcánica) y fuerte (violento) (strong) es aproximada, debido a que depende del tamaño y de la forma del cuerpo de magma. Tomado de Burnham y Ohmoto (1980). 9

10 La exsolución de H 2 O comienza en los bordes y tiende a acumularse hacia el techo de la cámara (como un caparazón ), debido a que generalmente la cristalización comienza en los bordes de la cámara y al hecho de que el agua tiene baja difusividad al estar disuelta en el fundido (Burnham, 1985). La formación de este caparazón saturado en H 2 O, en condiciones cuasi-estáticas, aislaría efectivamente el interior del cuerpo a la transferencia de materia (excepto por el hidrógeno) hacia fuera o hacia adentro (Burnham y Ohmoto, 1980). Esta exsolución produce un cambio de volumen en el sistema, lo que provoca el fracturamiento, dependiendo de muchos parámetros: Contenido inicial de H 2 O, resistencia a la tensión de la roca de caja, presión confinante, etc. (vistos en la parte 3.3) (Burnham, 1985). Considerando que las rocas justo sobre la cubierta de fluidos exsueltos se encuentran mecánicamente acopladas con esta, la magnitud de los stresses diferenciales que afectan a las rocas adyacentes dependería del tamaño y de la tasa de expansión del material que sufre segunda ebullición, y se producirían fracturas hidráulicas y de cizalle, las cuales serían invadidas por los fluidos exsueltos justo después (figuras 6 y 7) (Phillips, 1973). Figura 6. Trayectorias de los stresses. Figura 7. Formación de fracturas de cizalle. Nótese de ambas figuras que en la parte alta del sistema, el stress principal mayor (s1) se encuentra en dirección cercana a la vertical y el stress principal menor (s3) se encuentra aproximadamente en el plano horizontal, mientras que hacia abajo el stress principal mayor se encuentra en la horizontal. Nomenclatura: Fp = presión de fluidos, Pmin = stress principal menor, T = resistencia a la tensión de la roca de caja, Lp = presión litostática, Pmax= stress principal mayor (tomado de Phillips, 1973). 10

11 3. Modelo de Burnham (1985) para la generación de brechas hidrotermales y stockwork en el caso de los pórfidos Esta parte se basa completamente en el artículo de Burnham (1985), salvo pequeñas adiciones al modelo, tomadas de otros autores, donde se indica. 3.1 Segunda Ebullición En este modelo se muestra una intrusión desde un cuerpo mayor de magma granodiorítico (figura 8), el cual se ha emplazado y ha cristalizado a una profundidad mínima de 1,7 km. Para el modelo se asumen muchos parámetros (profundidad de emplazamiento, porcentaje de agua, composición del magma etc.), cuyos efectos individuales y combinados se analizarán en detalle en la parte 3.3. Se asume que el magma contiene 2,7% en peso de H 2 O inicialmente y que el magma se encuentra casi completamente en estado líquido, debido a que la temperatura inicial es de aproximadamente 1000 C. También se asume que el sistema se encuentra cerrado al escape de materia, salvo quizás por el H 2 y por un poco de H 2 O, pero sólo dentro de algunos metros más allá del contacto (límite S 1 en la figura 8). Justo dentro de S 1 ocurre exsolución de la fase fluida, donde la temperatura se encuentra bajo la curva de saturación del agua (curva S + L + V) en la figura 8. Gran parte de este fluido se acumulará en la parte superior, formando un caparazón de fluido exsuelto. Conforme ocurre la cristalización desde los márgenes, todo el volumen de magma terminará sufriendo la segunda ebullición y exsolviendo finalmente todo su contenido inicial de H 2 O (2,7 wt%), salvo por un pequeño porcentaje que entra en la estructura de los minerales hidratados (hornblenda y biotita), a profundidades mayores que aproximadamente 2,3 km y temperaturas bajo 800 C. 11

12 Figura 8. Curvas líquidus, sólidus y de tres fases (S + L + V) en el sistema granodiorita-h2o superimpuestas al dibujo de la intrusión en forma de stock, emplazado a una profundidad mínima de 1,3 km (límite S1). Ver el texto para más detalles sobre los parámetros asumidos en el modelo. Tomado de Burnham (1985). Para una presión de 2 kb o menos, la energía mecánica máxima liberada en este proceso, está dada aproximadamente por la relación: Pt?V s v t = FmF w 4,61 10 (1 2,3 10 P t)t + 33Pt 1 ergs kg s F (1) w 1 de magma, donde: Pt : Presión total del magma [ergs cm -3 ó bars 10 6 ] V : Cambio total de volumen del magma producto de la segunda ebullición [cm 3 kg -1 ] s F m : Fracción de fundido (m) en el magma en el punto de saturación del H 2 O (s). 12

13 v F : Fracción en masa de H 2 O exsuelta. w s F w : Fracción en masa de H 2 O en el fundido al momento de la saturación. T : Temperatura [K] s s La fracción de fundido, F m, depende de F w, la fracción de H 2 O en la mezcla al momento de la saturación, y de la solubilidad de H 2 O del fundido a la presión y temperatura de interés, mediante la relación: donde: 0 hm s 0 F w Fw F = m Fm, (2) s Fw 0 F : Fracción de fundido en el magma al momento del emplazamiento. m 0 w hm w F : Fracción de H 2 O en el fundido inicial (0). F : Fracción de H 2 O que entra en la estructura de los minerales hidratados. De este modo, la fracción de H 2 O exsuelta, relación: v F w, depende de s F m a través de la v F, (3) w 0 ( hm Fm F ) w Fw 1 Fm = s donde: F m : Fracción de fundido remanente a la presión y temperatura de interés, dentro del campo limitado por las curvas S + L + V y sólidus saturado en H 2 O en la figura 7. De esta forma, los parámetros asumidos son los siguientes: 0 - F = 0,027 (Contenido inicial de H 2 O en el magma 2,7% en peso) w 0 - F m = 1 (se considera que el magma no ha comenzado a cristalizar aún) hm - Fw = 0,003 - T inicial 1000 ºC (Temperatura inicial del intrusivo, homogénea) - Profundidad cercana a 2 km, o sea: - Presión Litostática entre 0,5 y 1 kb. 13

14 Estos parámetros permiten estimar la energía mecánica liberada en el proceso de la expansión en alrededor de: P V = 3,3 * ergs * kg -1 = 3,77 * 10 3 Joules * kg -1 por cada kilogramo de magma bajo segunda ebullición. 3.2 Descompresión de los fluidos exsueltos En cierto momento la presión de fluidos supera la suma de la presión litostática más la resistencia a la tensión de la roca de caja, y esto genera fracturamiento hidráulico. Después de esto se descomprime el fluido exsuelto. Esta descompresión que ocurre tras generarse las fracturas libera energía P V adicional. Una vez formadas las fracturas no se requiere demasiada energía para extenderlas hidráulicamente. Se ejerce una fuerza sobre un área mínima. Los líquidos tenderán a subir naturalmente debido a que tienen menos de la mitad de la densidad que la roca de caja, lo que genera grandes presiones en la parte superior de las fracturas (Phillips, 1972). Cuando se acumulan los fluidos hidrotermales en los planos de fractura, hasta niveles no fracturados, la presión de fluidos excesiva al final (en la punta) de la fractura es suficiente para extenderla hidráulicamente. Esta descompresión, que localmente puede ser muy rápida, provoca la expansión de los fluidos previamente exsueltos, la exsolución de más volátiles y la liberación de más energía mecánica, que puede exceder por mucho la energía relacionada a la expansión. 14

15 Figura 9. Varios tipos de fracturas posibles asociadas a la segunda ebullición de un magma saturado en H2O. Tomado de Phillips (1973). La energía liberada en la descompresión está dada aproximadamente por la ecuación: P f?vv f = v 9 1 Fwi 4, T ergs kg (4) i P P donde: P f : Presión final en ergs cm -3 P i : Presión inicial en ergs cm -3 V v : Expansión volumétrica de H 2 O (vapor) por la descompresión de Pi a P f. v F wi : Fracción inicial de agua en la fase vapor. T : Temperatura en K 9 El coeficiente 4,61 10 es la constante de los gases para el H 2 O. Las impurezas encontradas en las inclusiones fluidas disminuyen este factor, a lo mucho en un 15%. 15

16 Los parámetros utilizados para esta ecuación son los siguientes: v F wi = 0,014 P i = 0,7 kb P f = 0,3 kb la cual es una presión razonable, a partir del estudio de inclusiones fluidas. T = 1080 K La energía liberada en el proceso de la descompresión es de aproximadamente: P V = 9, ergs kg -1 = 9, Joules kg -1 Por kilogramo de magma que sufre exsolución. Lo que lleva a calcular la energía total liberada en todo el proceso (ebullición más descompresión) en alrededor de: P V =1, ergs kg -1 = 1, Joules kg -1 Por kilogramo de magma. Es importante tomar en cuenta que para la liberación de esta energía se considera sólo un 2,7 wt% de H 2 O inicial, que es lo más determinante para el modelo. Para tener una mejor idea de la magnitud de esta energía, 9,7 * 10 3 Joules * kg -1 equivalen al doble o el triple de la energía liberada en la erupción del Monte St. Helens del 18 de Mayo de 1980, por kilogramo de magma eruptado. Con esta cantidad de energía, no es difícil explicar el emplazamiento de bloques de más 80 toneladas a más de 500 m por sobre su posición original, como ocurre en varios casos de brechas. Producto de la descompresión se exsuelven más volátiles, y el magma se enfría rápidamente (Townley, 2001). Esto ocurriría en forma cíclica, por lo que estos procesos pueden repetirse varias veces. Por ejemplo, Sillitoe (1985) realiza una clasificación de las brechas, donde acuña el término de brechas interminerales para referirse a brechas generadas en distintas etapas de alteración en un sistema hidrotermal. Su formación se podría explicar mediante intrusiones múltiples o mediante una reducción de la permeabilidad del sistema (sellamiento), debido a etapas anteriores de alteración, como por ejemplo en el caso en que una alteración genere vetas de cuarzo, las cuales pueden sellar el sistema, haciendo que aumente la presión interna del sistema. 16

17 Con posterioridad a la descompresión, la capa saturada en H 2 O se enfría y retrocede. En ese momento es posible que ocurra nuevamente segunda ebullición. Se producen nuevas fracturas y/o se aprovechan las fracturas preexistentes. En el caso en que se aprovechan las fracturas preexistentes la nueva liberación de energía será menos violenta que si se generan nuevas fracturas. Bajo estas nuevas condiciones es posible que por algunas de las fracturas ocurran intrusiones del magma. Bajo estas condiciones es posible generar incluso erupciones volcánicas. La liberación más violenta de energía sería más bien acompañada por la generación de pipas de brecha o similares, más que con la intrusión de diques. Bajo estas condiciones es más probable la generación de volcanismo explosivo. Por lo tanto, el hecho de encontrar en algunos pórfidos tanto diques (emplazados durante el episodio hidrotermal) como columnas de brecha indicaría condiciones temporales y/o espaciales distintas durante la evolución del sistema (distintas condiciones de sellamiento, etc.). 3.3 Parámetros que controlan la cantidad de energía liberada Los parámetros que más influyen sobre este modelo (y en la generación de stockwork y brechas hidrotermales en general) son los siguientes: g) Composición inicial del magma. h) Profundidad de emplazamiento del intrusivo. i) Porcentaje inicial de agua en el magma. j) Porcentaje de fundido en el magma inicial k) Resistencia a la tensión de la roca de caja. l) Dimensión vertical de las fracturas (profundidad y largo de las fracturas). El efecto que cada uno de esto parámetros tiene será analizado a continuación independientemente, dejando los otros cinco parámetros fijos cada vez. Este efecto de cambiar los parámetros puede ser visualizado con cierta facilidad al variarlos en las ecuaciones anteriormente expuestas. a) Composición inicial del magma Los magmas asociados a pórfidos cupríferos son típicamente granodioríticos. Magmas más félsicos tienen un líquidus más bajo, un menor rango de cristalización y se saturan en H 2 O a temperaturas más cercanas al sólidus que los anteriores. Este tipo de magmas comúnmente está más bien asociado a la generación de pórfidos de molibdeno. 17

18 Por lo tanto, para las mismas tasas de enfriamiento, los magmas más félsicos liberan más energía mecánica y en menos tiempo que los magmas granodioríticos. Del mismo modo, magmas más máficos que el granodiorítico se saturan en H 2 O a mayores profundidades, y a la misma tasa de enfriamiento, liberan menos energía mecánica. b) Profundidad de emplazamiento (= presión de emplazamiento: P i ) Se puede decir que a mayor profundidad (o equivalentemente mayor presión litostática), se produce menos expansión de la fase fluida tras la segunda ebullición y se acumula mayor presión de fluidos. Además, la roca de caja se comporta dúctilmente y su resistencia a la tensión aumenta, a tal punto que se hace casi imposible sobrepasarla. Por otro lado también hay otros factores importantes que cambian que cambian al aumentar la profundidad de emplazamiento, como el hecho de que a mayor presión, la fase volátil tiene menos capacidad de transportar cationes, inhibiendo la generación de yacimientos de interés económico. Al disminuir la profundidad de emplazamiento, no se puede superar la resistencia de la roca de caja hasta que la mayor parte del magma ya ha cristalizado, y en este caso se produce más probablemente volcanismo explosivo. Como se trata de presiones de emplazamiento menores, también se hace menor la descompresión de los fluidos exsueltos (aumenta la razón P f /P i ), que es lo que controla la cantidad de energía liberada. c) Contenido inicial de agua (volátiles) ( F ) Se puede decir que el contenido de H 2 O del magma al momento del emplazamiento es el parámetro más crítico en cuanto a la segunda ebullición. A menor porcentaje de H 2 O que 2,7wt%, la saturación ocurre a menor profundidad. A mayor porcentaje que 2,7wt%, los magmas se saturan a mayor presión y menores temperaturas, y al saturarse a mayores profundidades, es imposible generar fracturas, debido a que la roca de caja se comporta dúctilmente. En este caso es más probable generar pegmatitas o cosas similares. Por lo tanto, es posible decir que el efecto de variar el contenido de H 2 O es equivalente al de variar la profundidad de emplazamiento. 0 w 18

19 El contenido inicial de H 2 O para magmas de tipo pórfido está generalmente entre 2 y 4% en peso. Debido a esto se utiliza el valor de 2,7% (Burnham y Ohmoto, 1980). Este 2,7wt% se repartiría de la siguiente manera: Minerales hidratados (<0,6wt% H 2 O) Agua inicial en el magma (2,7wt%) Exsolución por 2ª ebullición (>2,1 wt%) Es muy difícil encontrar magmas con difícil encontrar magmas con F > 0,043, ya 0 que parece no haber procesos petrológicos que así lo permitan. En todo caso, para F w > 0,5 las temperaturas del líquidus serían tan bajas que estos magmas carecerían de la capacidad de alcanzar ambientes subvolcánicos sin haber cristalizado completamente. 0 w d) Fracción inicial de fundido ( F ) 0 m En general es directamente proporcional a la energía liberada, pero depende mucho de los otros factores. Si el magma está muy cristalizado, se puede producir la segunda ebullición con muy poco enfriamiento, pero la energía liberada puede no ser suficiente como para fracturar la roca de caja. El que ocurra la 2ª ebullición habiendo cristalizado gran parte del magma es una posible explicación para la brechización que ocurre dentro del mismo intrusivo (Phillips, 1973). Otra posible explicación para este proceso es que haya habido más de un pulso magmático. e) Resistencia a la tensión de la roca de caja Claramente la resistencia a la tensión de la roca de caja varía con la profundidad. Si esta resistencia es baja se necesita menos energía P V para producir el fracturamiento, por lo que una proporción mayor de la energía total se utilizará en la descompresión. Por lo tanto, a mayor profundidad se necesita más energía para producir el fracturamiento. Así también, si hay zonas de debilidad preexistentes la energía de la descompresión se concentrará en ellas. Se presume que esta focalización de la energía 19

20 P V controlaría la ubicación de las pipas de brecha y de los diques que acompañan a las etapas de alteración. f) Largo y profundidad de las fracturas La profundidad a la parte más alta de las fracturas acota la presión de fluidos máxima a aproximadamente un tercio de la presión litostática a esa profundidad, más la resistencia a la tensión de la roca de caja. Por lo tanto, cuando las fracturas alcanzan profundidades cercanas a la superficie, la energía liberada aumenta, de acuerdo a la ecuación (4) (se considera una presión final menor). En este caso sin embargo, con el tiempo la parte baja de la fractura tiende a sellarse debido al enfriamiento (dejan de entrar fluidos). Si la fractura está sellada por arriba, tiende a extenderse hacia abajo (se produce un gradiente de presión, de mayor a menor presión). Del mismo modo, si la fractura se sella por abajo, tenderá a extenderse hacia arriba. Este mecanismo se propone para la formación de las vetillas tipo A de El Salvador (de Gustafson y Hunt, 1975), las más antiguas, discontinuas e irregulares. 20

21 4. Conclusiones Las brechas hidrotermales y los enjambres de vetillas son se forman producto de la liberación de energía relacionada a la segunda ebullición y sus fenómenos asociados. El modelo de Burnham (1985) permite explicar la formación de stockwork y brechas hidrotermales producto de la segunda ebullición de un magma. De este modelo se aprecia que para generar un pórfido se necesita una combinación restringida de múltiples factores. Sin embargo, hay muchas variaciones posibles al modelo, y en estricto rigor, cada pórfido es un mundo aparte en cuanto a la combinación de factores (regionales y locales) que controlan su emplazamiento y evolución. De todas maneras, este modelo muestra que la energía liberada en la segunda ebullición bajo las condiciones adecuadas es más que suficiente para generar las estructuras encontradas en los pórfidos. En este sentido, los factores más críticos son el contenido inicial de volátiles, la profundidad de emplazamiento y el porcentaje del magma que al momento del emplazamiento aún no ha cristalizado, junto a la composición del magma, que para los pórfidos cupríferos es típicamente granodiorítica. La profundidad óptima de emplazamiento sería de entre 1 y 3 km (Burnham, 1985), y el contenido inicial de H 2 O se debería encontrar entre un 2 y 4 wt%, antes de que el magma haya cristalizado en alrededor de un 75% (Burnham y Ohmoto, 1980). Por otro lado, tal vez más importante que la liberación de energía calculada mediante el modelo, sean los procesos y parámetros considerados en él, y la manera en que influyen, ya que es lo más aplicable a la realidad de los pórfidos. Se puede agregar también que para la generación de yacimientos de tipo pórfido cuprífero económicos, es necesario que además de esta liberación de energía, ocurra también eficientemente el secuestro de metales en la fase volátil en la segunda ebullición y su transporte y precipitación posterior en una trampa de mena (Townley, 2001). Éste es otro parámetro a considerar en la generación de un pórfido. 21

22 5. Referencias - Best, M., Igneous and metamorphic petrology. Editorial W. H. Freeman and Company, 630 p. - Burnham, C. W., Energy release in subvolcanic environments: Implications for breccia formation. Economic Geology, Vol. 80, p Burnham, C. W. y Ohmoto, Late stage processes of felsic magmatism. In Ishihara, S. Y Takenouchi, S., eds., Granitic magmatism and related mineralization. Soc. Mining Geologists Japan, Spec. Issue 8, p Gustafson, L. B. y Hunt, J. P., The porphyry copper deposit at El Salvador, Chile. Economic Geology, Vol. 70, p Phillips, W. J., Hydraulic fracturing and mineralization. Journal of the Geological Society of London, Vol. 128, p Phillips, W. J., Mechanical effects of retrograde boiling and its probable importance in the formation of some porphyry ore deposits. Transactions Inst. Mining an Metallurgy (section B: Appl. Earth Sci.). Printed in England, p. B Sillitoe, R. H., Ore-related breccias in volcano plutonic arcs. Economic Geology, Vol. 80, p Townley, B., Metalogénesis: Hidrotermalismo y modelos de yacimientos. Apuntes y referencias del curso de Metalogénesis (GL54A), Documento de avance Julio 23, Departamento de Geología, Universidad de Chile (inédito). - Wilson, M., Igneous petrogenesis. A global tectonic approach. Editorial Unwin Hyman, Boston. 22