Depositos Epitermales en Mexico, Proyectos de Geología. Universidad Autónoma Metropolitana - Xochimilco
kevin-hiram-torres-m
kevin-hiram-torres-m

Depositos Epitermales en Mexico, Proyectos de Geología. Universidad Autónoma Metropolitana - Xochimilco

55 páginas
1Número de descargas
56Número de visitas
Descripción
Actualziacion de su conocimiento y reclasificacion empirica
20 Puntos
Puntos necesarios para descargar
este documento
Descarga el documento
Vista previa3 páginas / 55
Esta solo es una vista previa
3 páginas mostradas de 55 páginas totales
Descarga el documento
Esta solo es una vista previa
3 páginas mostradas de 55 páginas totales
Descarga el documento
Esta solo es una vista previa
3 páginas mostradas de 55 páginas totales
Descarga el documento
Esta solo es una vista previa
3 páginas mostradas de 55 páginas totales
Descarga el documento

Depósitos epitermales 27 Boletín de la Sociedad GeolóGica Mexicana

VoluMen conMeMoratiVo del centenario reViSión de alGunaS tipoloGíaS de depóSitoS MineraleS de México

toMo lViii, núM. 4, 2006, p. 27-81

Depósitos epitermales en México: actualización de su conocimiento y reclasificación empírica

Antoni Camprubí1,*, Tawn Albinson2

1 Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Carretera 57 km. 15.5, 76023 Santiago de Querétaro, Qro., México

2 Exploraciones del Altiplano S.A. de C.V., Sinaloa 106 – oficina 302, Colonia Roma Norte, 06760 México, D.F. México

*camprubi@geociencias.unam.mx

Resumen

La tipología de yacimientos minerales ha sido tradicionalmente la más importante para México en términos econó- micos, con renombrados depósitos de clase mundial como los de los distritos de Pachuca – Real del Monte, Guanajuato, Fresnillo, Taxco, Tayoltita, y Zacatecas. También es uno de los temas más interesantes para la investigación científica y para la exploración de depósitos minerales, especialmente tras la determinación de sus nexos genéticos con otras tipologías como los depósitos metalíferos en pórfidos y en skarns. Además, los recientes ajustes en la denominación y definición de los tipos y subtipos de depósitos epitermales (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003), y la consiguiente defini- ción de inclusividades y exclusividades entre ellos, va a ser tema de discusión durante un tiempo, pues cualquier modelo de nuevo cuño necesita ser completado con evidencias adicionales. Como esquema general, Sillitoe y Hedenquist (2003) enfatizaron la estrecha asociación entre depósitos en pórfidos y depósitos epitermales de sulfuración alta e intermedia y, además, señalaron que en ciertas áreas (como la Great Basin de Nevada) los depósitos de sulfuración intermedia y baja son mutualmente excluyentes en espacio y tiempo. En el caso de los depósitos epitermales de México, los tipos de depósitos epitermales de sulfuración intermedia y baja no son mutualmente exclusivos, antes bien, coexisten en las mis- mas regiones, se formaron durante los mismos rangos de tiempo, e inclusive se presentan juntos en un mismo depósito. Estos depósitos son enteramente de edad terciaria, entre el Luteciano y el Aquitaniano-Burdigaliano (o Eoceno medio a Mioceno temprano, con la sola excepción advertida de un depósito del Paleoceno), y su distribución espacial y temporal mimetiza la propia evolución del vulcanismo de arco continental de la Sierra Madre Occidental y la Sierra Madre del Sur. La inmensa mayoría de los depósitos epitermales de México pertenecen a los tipos de sulfuración intermedia (SI) o baja (BS), y sólo se han descrito algunos depósitos de alta sulfuración (AS) en la parte noroccidental del país (e. g. El Sauzal, Mulatos, Santo Niño, La Caridad Antigua, todos ellos en Sonora y Chihuahua). Dado que muchos depósitos epitermales en México exhiben características compuestas de estilos de mineralización tanto de SI como de BS (y ocasionalmente también de AS), éstos no pueden caracterizarse simplemente como depósitos de SI (depósitos polimetálicos asociados con las salmueras más salinas) o depósitos de BS (fundamentalmente depósitos de Ag y Au asociados con salmueras de más baja salinidad). Así, en el presente trabajo proponemos el uso de una clasificación empírica para depósitos de SI+BS (esto es, depósitos epitermales alcalinos/neutros) según tres tipos de mineralización, que denominamos A, B, y C. El tipo A (o tipo de SI) comprende los depósitos formados a mayores profundidades a partir de salmueras altamente salinas, casi en ausencia de evidencias de ebullición, y contiene exclusivamente mineralizaciones de SI, consistentemente de carácter polimetálico. El tipo B (o tipo de BS-SI) comprende los depósitos que exhiben predominantemente características de

M EXICANA A

.C .

SO CI

ED AD GEOLÓGIC

A

1904 2004

C i e n A ñ o s

Camprubí y Albinson28

BS pero que contienen raíces polimetálicas de SI (Zn-Pb), y es el tipo de depósito epitermal más abundante en México. El tipo C (o tipo de BS) comprende los depósitos que sólo exhiben mineralizaciones de BS, se formaron generalmente a partir de ebullición en la parte superior de los depósitos a partir de salmueras de relativa baja salinidad, y son los que presentan contenidos más altos en metales preciosos y más bajos en metales básicos.

En este trabajo se efectúa una revisión completa del conocimiento acerca de los depósitos epitermales y las técnicas de estudio de empleo común (y no tan común) en los mismos, en primer lugar a nivel general y, en segundo lugar, restrin- giéndonos al ámbito de los depósitos mexicanos. Así, se contemplan aspectos como la mineralogía de menas y gangas, la estructura de los depósitos, los datos y el tipo de datos geotermométricos obtenidos en ellos, las composiciones en isótopos estables de los fluidos mineralizantes y otros componentes, la química de los fluidos y sus orígenes, y los mecanismos más plausibles para la movilización de salmueras profundas y para la formación de los depósitos en el ambiente epitermal. En la revisión sobre los depósitos epitermales mexicanos se trata de mostrar qué se conoce en la actualidad de los mismos, tanto como se trata de mostrar los numerosos huecos que permanecen sobre el tema. En México existen literalmente cientos de depósitos epitermales de cualquier tipo, pero se cuenta con estudios multidisciplinarios detallados sólo en un puñado de ellos, y todos estos depositos pueden potencialmente proveer de información valiosa sobre las provincias me- talogenéticas que los contienen, así como también acerca del origen y evolución de estos depósitos como tipología. Así, no propiamente en el sentido de una revisión, el presente trabajo debe tomarse como una forma de estimular los muchos estudios aún por realizarse en los depósitos epitermales de México, y lo que se conoce de estos depósitos actualmente es sólo un ejemplo de lo que puede hacerse.

Palabras clave: Depósitos epitermales, México, vulcanismo de arco continental, Terciario, sulfuración intermedia, baja sulfuración, alta sulfuración, polimetálico, metales básicos, metales preciosos, Plata, Oro.

Abstract

Epithermal ore deposits have traditionally been the most economically important in Mexico, with renowned world-class deposits as those in the Pachuca – Real del Monte, Guanajuato, Fresnillo, Taxco, Tayoltita, and Zacatecas districts. It is also one of the most interesting topics for both scientific research and exploration on ore deposits, especially in the light of the genetic links with other deposit types such as metalliferous porphyries and skarns. Additionally, recent rearrange- ments of denominations and definitions for the types and subtypes of epithermal deposits (Einaudi et al., 2003; Sillitoe and Hedenquist, 2003), with consequent inclusivities and exclusivities between them, are going to be a matter of discussion for a while, as any newly set model needs to be completed with further evidence. Sillitoe and Hedenquist (2003) indicated a close association between porphyry and high and intermediate sulfidation deposits whereas, in certain areas (as the Great Basin in Nevada), intermediate and low sulfidation deposits have been found to be mutually exclusive in time and space. In the case of epithermal deposits in Mexico, the intermediate and low sulfidation types do not appear to be mutu- ally exclusive and, to the contrary, they coexist in the same regions, formed during the same time spans, and even occur together within a single deposit. These deposits are all Tertiary in age, ranging from Middle Eocene to Early Miocene, with the possible sole exception of a Paleocene deposit, and their space and time distribution follows the evolution of the continental arc volcanism of the Sierra Madre Occidental and Sierra Madre del Sur. The vast majority of epithermal deposits in Mexico belong to the intermediate (IS) or low sulfidation (LS) types, and only a few high sulfidation (HS) de- posits have been described in the NW part of the country (i.e. El Sauzal, Mulatos, Santo Niño, La Caridad Antigua, all of them in Sonora and Chihuahua). As most epithermal deposits in Mexico exhibit composite characteristics of both IS and LS mineralization styles (as well as scarce characteristics of HS), they can not be simply characterized as IS (polymetallic deposits associated with the most saline brines) or LS deposits (mainly Ag and Au deposits associated with lower salinity brines). Thus, in this paper we propose to use an empirical classification for IS+LS deposits (that is, alkaline/neutral epithermal deposits) into four types of mineralization, namely A, B, and C. Type A (or IS type) comprises those deposits that generally formed at greater depths from highly saline but unsaturated brines, with or without evidence for boiling, and contain exclusively from top to bottom IS styles of mineralization with a consistent polymetallic character. Type B (or LS-IS type) comprises those deposits that exhibit dominant LS characteristics but have polymetallic IS roots (Zn-Pb-Cu), and is the most widespread type of epithermal mineralization in Mexico. Types A and B generally exhibit evidence for boiling. Type C (or LS type) comprises those deposits that exhibit only LS styles of mineralization, formed generally by shallow boiling of low salinity brines, and have the relatively highest precious metal and lowest base metal contents.

In this paper, although not necessarily as part of the above classification, we also review other known or attributable aspects of Mexican epithermal deposits, including ore and gangue mineralogy and their evolution in time and space, structure, geothermometry, stable isotopic composition of mineralizing fluids and other components of the deposits, chemistry and sources for mineralizing fluids, and the plausible mechanisms for the mobilization of deep fluid reservoirs

Depósitos epitermales 29

1. Introducción

No hay duda que, en la actualidad, los depósitos epiter- males se cuentan entre las tipologías de depósitos minerales de mayor interés, tanto a nivel económico como científico. Dicho interés se debe principalmente al hecho que estos ya- cimientos son portadores principales de oro y plata, además de otros elementos, como Zn, Pb, Cu, Cd, As, Sb, Bi, Se, Te, Ga, Ge, In, Tl, Mo y Sn. Con respecto al oro, si bien es cierto que estos depósitos no dejan de aportar cantidades relativamente accesorias al mercado mundial, frente a lo que son los depósitos de la cuenca de Witwatersrand o en los greenstone belts, van cobrando relevancia a medida que se ahonda en su conocimiento y que nuevas áreas son exploradas. Igualmente, la relación genética y temporal entre los depósitos epitermales y los depósitos metalíferos en pórfidos (Arribas et al., 1995; Hedenquist et al., 1998; Sillitoe, 1999; Brathwaite et al., 2001; Müller et al., 2002; Strashimirov et al., 2002; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003; Simpson et al., 2004), representa un interés adicional para la exploración de ambas tipologías en regiones favorables. El conocimiento de los sistemas geotérmicos activos, que constituyen los análogos actuales de este tipo de depósitos, es una de las herramientas funda- mentales para su conocimiento (Berger, 1991; White et al., 1995; Hedenquist, 1996; Einaudi et al., 2003). Con todo, es indudable que los depósitos epitermales (junto con los mesotermales) son los de mayor importancia global entre las diferentes tipologías de yacimientos de plata. Prueba de ello es que, países cuyos yacimientos epitermales tienen la peculiaridad de ser muy ricos en plata, como México y los E.U.A., han sido históricamente, y son actualmente, los mayores productores mundiales de este metal. Esto es especialmente significativo en el caso de México ya que, estando la minería para plata desarrollada mayormente en vetas epitermales, ocupa regularmente el primer lugar entre los países productores desde el año 1900 (González-Reyna, 1956; Craig et al., 1996). Asimismo, la producción total de plata en México desde el siglo XVI excede ampliamente en cantidad a la de cualquier otro país. En consecuencia, la investigación en este tipo de depósitos es de gran im- portancia económica para México.

2. Concepto de depósito epitermal

El ambiente epitermal, tal como indica la propia etimo- logía de este término, se halla a escasa profundidad en refe- rencia a la superfície terrestre y, en concreto, define la parte superior de los sistemas hidrotermales naturales. Lindgren (1922, 1933) definió el término “epitermal”, caracterizando este tipo de depósitos minerales en función de la minera- logía de las menas y de sus características texturales, así como en sus propias reconstrucciones geológicas. En la definición que estableció para estos depósitos, Lindgren incluyó numerosos yacimientos minerales de metales preciosos (con presencia o no de telururos o seleniuros), metales básicos, mercurio y antimonio (con estibina como mineral principal). En tales trabajos ya se sugirió que se trataba de un tipo de depósitos metalíferos formados a partir de fluidos acuosos influenciados por emanaciones ígneas a temperaturas relativamente bajas (<200ºC) y en condiciones de presión “moderadas”. En los numerosos estudios subsiguientes, a medida que el conocimiento de estos sistemas aumentaba, las condiciones de emplaza- miento se han ido acotando y redefiniendo con el tiempo. Buddington (1935) indicó que, en ambientes próximos a la superfície, son posibles temperaturas mayores a las reportadas por Waldemar Lindgren, de modo que pronto el límite máximo de temperatura aceptado para sistemas epitermales “aumentó” hasta los 300ºC (Panteleyev, 1988). Así, en la actualidad, se considera que las condiciones de formación de la mayoría de yacimientos epitermales comprenden temperaturas entre <150 y ~300ºC (y even- tualmente mayores), y a profundidades desde la superfície hasta 1 ó 2 km, con presiones de hasta varios centenares de bares (Berger y Eimon, 1983; Heald et al., 1987; Sillitoe, 1988; Reyes, 1990, 1991).

3. Localización y relación con el vulcanismo

Cuando Lindgren (1922) definió el término “epitermal”, una de sus observaciones fue que la gran mayoría de los depósitos incluídos dentro de dicha tipología tienen como encajonante rocas volcánicas de edad terciaria y, por lo

and for mineral deposition at the epithermal environment. In this review the intent is to show what is known today of epi- thermal deposits in Mexico, and to point out the gaps that remain in their knowledge. Detailed multidisciplinary studies are available only for a handful of literally hundreds of epithermal deposits in the country, whose study may potentially provide valuable information about the origin and evolution of these deposits as well as about the metallogenic provinces that contain them.

Key words: Epithermal deposits, Mexico, continental arc volcanism, Tertiary, intermediate sulfidation, low sulfidation, high sulfidation, polymetallic, base metals, precious metals, Silver, Gold.

Camprubí y Albinson30

tanto, son de edad terciaria o posterior. Pero, a pesar de eso (más bien, precisamente por eso), también indicó que esa no es condición sine qua non para otorgar tal nombre a un depósito determinado, puesto que los depósitos epiter- males no se encuentran encajonados únicamente en rocas de esa edad. Efectivamente, la mayoría de los depósitos epitermales conocidos hoy en día están situados alrededor del margen Circum-Pacífico (Figura 1), asociados al terma- lismo tardío de los sistemas volcánicos operantes en dicho margen desde el Terciario (White et al., 1995). En su totali-

dad, los depósitos epitermales están asociados directamente a márgenes de subducción activos en diferentes épocas geológicas (Silberman et al., 1976; Sillitoe, 1977). Por ejemplo, en Europa la mayoría de depósitos epitermales de relevancia están ubicados en los Cárpatos, tectónicamente asociados al cierre del Tetis durante la orogénesis Alpina (Jankovic, 1997). En el márgen occidental del Pacífico (en contexto de arcos de islas), la mayoría de depósitos epitermales se formaron durante el Mioceno superior, el Paleoceno y el Cuaternario (White et al., 1995), mientras

?

>750

500 >500800

>1000 188230

7 14

2164 200

162

360 750

800

466 >1000

4

273 ?

>900

?

>1000 62

22

133

800

300

214 35

37

muy bajo

>1000

>1000

10

3

?

53

?

?

60

25

24

150

366134 75

900

>1000

D.F.

TE RG

HU TX

ZP SUTM

MI OT

PASM GT

IN BO SJ

RA

PZ

ZC FR

CZ

SB RC

PL CO

SL

VE TY

OR CPTP

FO

PM MG CS

SF

BT

MO

TJ

MA

MD

AR

JC

LO

CJ

AV

LP GR PN

RS

BC

D.F.

CC

0 750 km

MU

SZ

SN

EmWi

Cw Co

Ld Ke

An

Ct Lb

JeRu

Ts Bz

Ju

Bv

Mi

Bn

Cv Mn

Fa

Sa Pu

Ar Pv

Sb

Mc Cr

Sh

To Cm

Ma

Md

Br

Ca

ReAb Li

Pr

( ampliada)

Dk

Pj

Ba

Am

Iv Tb Ah Sk

Im

Wk

N

epitermales alcalinos epitermales (alta )

CA

Figura. 1. Distribución geográfica de algunos depósitos epitermales ácidos (alta sulfuración) y alcalinos (baja e intermedia sulfuración) en el mundo y en México. El mapa de México de la derecha contiene las relaciones Ag/Au de cada de los depósitos de baja sulfuración en que esta información es disponible (referencias en Camprubí et al., 1999). La zona sombreada en el mapa de México define el área susceptible de contener depóstitos epiter- males, según las zonaciones metálicas de Pb-Zn-Ag, Au-Ag y Hg-Sb de Clark et al. (1982) y la distribución de los yacimientos de este tipo conocidos (Camprubí et al., 1999). Ver referencias acerca de la mayoría de depósitos en Arribas (1995), Simmons (1995), White et al. (1995), Camprubí (1999), Camprubí et al. (1999, 2003a), Hedenquist et al. (2000), Albinson et al. (2001).

Depósitos epitermales 31

que en el márgen oriental del Pacífico y el Caribe (general- mente en contexto de arcos continentales), tienen edades entre el Cretácico y el Mioceno superior (Sillitoe, 1994). Esta diferencia de edades de los depósitos epitermales en una zona, la Circum-Pacífica, en cuyos márgenes se vienen produciendo grosso modo los mismos procesos desde el Cretácico, es debida a la gran diferencia de tasa de erosión entre los arcos de islas y los arcos continentales o andinos, de uno a dos órdenes de magnitud mayor en el primer caso que en el segundo (Sillitoe, 1994; Hedenquist et al., 1996). En Australia, abundan los casos de depósitos epitermales paleozoicos (Wake y Taylor, 1988; Wood et al., 1990; White et al., 1995), incluyendo los sínteres fósiles de Drummond Basin, los más antiguos conocidos (Cunneen y Sillitoe, 1989; White et al., 1989), junto con los de Rhynie, Escocia (Rice y Trewin, 1988). Pero los depósitos epitermales más antiguos que han sido descritos corresponden al Arqueano (Penczak y Mason, 1997), al Paleoproterozoico (Hallberg, 1994; Jacobi, 1999) y al Neoproterozoico (Huckerby et al., 1983; Cheilletz et al., 2002), aunque los depósitos pre-ter- ciarios conocidos son aún comparativamente muy escasos (Buchanan, 1981; Mosier et al., 1986). Ello es debido a la erosión o a la presencia metamorfismo superpuesto que los haya podido desfigurar (Heald et al., 1987). En el caso de los greenstone belts, dada la diversidad de condiciones de emplazamiento y estilo de las mineralizaciones, algunos autores (Guha et al., 1988; Robert y Poulsen, 1996) pro-

ponen que los tipos de depósitos previos al metamorfismo correspondieron primariamente a distintas tipologías, entre las cuales podrían incluirse también depósitos epitermales. En el caso de los depósitos epitermales mexicanos (todos ellos netamente terciarios) su edad disminuye, a grandes rasgos, hacia el sur y hacia el este, en relación con la mi- gración general del vulcanismo ácido de la Sierra Madre Occidental y la Sierra Madre del Sur (e. g. Damon et al., 1981, 1983; Clark et al., 1982; Camprubí et al., 2003b).

La distribución de los depósitos epitermales coincide, no sólo con arcos volcánicos en márgenes convergentes (subducción de placa oceánica-continental u oceánica- oceánica), sino también con los rifts de tras-arco asociados, como en la zona del Basin-and-Range, en los Estados Unidos (White, 1982) o en la Isla Norte de Nueva Zelanda (Christie y Brathwaite, 1986; Hedenquist, 1986), con de- pósitos epitermales fósiles y sus equivalentes geotérmicos actuales. Las regiones con derrames basálticos continenta- les, tanto de carácter toleítico como alcalino, no contienen depósitos epitermales, y tampoco aparecen en rifts oceá- nicos, éstos últimos probablemente por ser típicamente submarinos (White y Hedenquist, 1990). Tradicionalmente, se ha considerado que en antiguos arcos de islas tampoco se han producido depósitos minerales, una idea que hoy en día ya está descartada (Sillitoe y Hedenquist, 2003). En el caso relativamente poco común en que los depósitos epitermales se hallan asociados a vulcanismo básico, éste es de afinidad

Figura 1 (Continuación). Depósitos epitermales en México: (AR) Arizpe, Sonora. (AV) Avino, Durango. (BC) Bacís, Durango. (BO) Bolaños y San Martín de Bolaños, Jalisco. (BT) Batopilas, Chihuahua. (CC) Cerro Colorado, Sonora. (CJ) Comanja de Corona, Jalisco. (CO) Copala, Sinaloa. (CP). Cerro Prieto y Mantos, Durango. (CS) Colorada, Sonora. (CZ) Colorada, Zacatecas. (FO) San Francisco del Oro y Santa Bárbara, Chihuahua. (FR) Fresnillo, Zacatecas. (GR) Guadalupe de los Reyes, Sinaloa. (GT) Guanajuato, Guanajuato. (HU) Huautla, Morelos. (IN) El Indio, Nayarit. (JC) San José del Cobre, Durango/Sinaloa. (LO) Lluvia de Oro, Durango. (LP) La Paz, San Luis Potosí. (MA) Magallanes, Sonora. (MD) Mineral de Dolores, Chihuahua. (MG) Maguaríchic, Chihuahua. (MI) Miahuatlán e Ixtapan del Oro, estado de México. (MO) Moctezuma, Sonora. (MU) Mulatos, Sonora. (OR) Orito, Durango. (OT) El Oro – Tlalpujahua, estado de México/Michoacán. (PA) Pachuca – Real del Monte, Hidalgo. (PL) Plomosas, Sinaloa. (PM) Palmarejo, Chihuahua. (PN) Pánuco, Sinaloa. (PZ) Pozos, Guanajuato. (RA) Real de Ángeles, Aguascalientes. (RC) Real de Catorce, San Luis Potosí. (RG) Real de Guadalupe, Guerrero. (RS) Real de Asientos, Aguascalientes. (SB) Sombrerete, Zacatecas. (SF) San Felipe, Baja California Norte. (SJ) San Joaquín, Querétaro. (SL) Saladillo, Durango. (SM) San Martín, Querétaro. (SN) Santo Niño, Chihuahua. (SU) Sultepec y Amatepec, estado de México. (SZ) El Sauzal, Chihuahua. (TE) Tejomulco, Oaxaca. (TJ) Tajitos, Sonora. (TM) Temascaltepec, estado de México. (TP) Topia, Durango. (TX) Taxco, Guerrero. (TY) Tayoltita, Durango. (VE) Velardeña, Durango. (ZC) Zacatecas, Zacatecas. (ZP) Zacualpan, estado de México. Depósitos epitermales en el resto del mundo: (Ab) Abangares, Costa Rica. (Ah) Arharlik, Kazajstán. (Al) Almagrera, Mazarrón, España. (Am) Ametistovoye, Rusia. (An) Antamok – Acupan, Filipinas. (Ar) Arcata, Orcopampa, Caylloma, Perú. (Ba) Baia Sprie, Baia Mare, Rumanía. (Bn) Banská Hodrusa, Eslovaquia. (Bo) Boliden, Suecia. (Br) El Bronce, Chile. (Bv) Beregovo, Ucrania. (Bz) Bereznyakovskoye, Rusia. (Ca) Casapalca, Perú. (Ch) Choquelimpie, Chile. (Ck) Chinkuashih, Taiwan. (Cm) Campbell-Red Lake, Canadá. (Co) Coromandel, Golden Cross, Thames, Waihi, Nueva Zelanda. (Cr) Creede, E.U.A. (Ct) Cirotan, Gunung Pongkor, Indonesia. (Cv) Cerro Vanguardia, Argentina. (Cw) Cracow, Australia. (Dk) Dukat, Kubaka, Rusia. (Dy) Dobroyde, Australia. (Em) Emperor, Fiji. (En) Enåsen, Suecia. (Fa) Faride, Inca de Oro, Chile. (Fu) Furtei, Italia. (Gf) Goldfield, Paradise Peak, E.U.A. (Gu) Guanaco, Esperanza, La Coipa, El Hueso, Chile. (Hi) Hishikari, Japón. (Im) Imiter, Marruecos. (In) El Indio – Tambo, Chile. (Iv) Ivanhoe, Midas, E.U.A. (Jc) Julcani, Castrovirreyna, Ccahuarso, Cerro de Pasco, Colquijirca, Sucuitambo, Perú. (Je) Jeongju – Buan, Macizo de Ryeongnam, Corea del Sur. (Ju) Julietta, Rusia. (Kb) Kochbulak, Uzbekistán. (Ke) Kerimenge, Papúa-Nueva Guinea. (Kl) Kelian, Indonesia. (Ko) Koryu, Japón. (Lb) Lebong Donok, Indonesia. (Ld) Ladolam, Papúa-Nueva Guinea. (Le) Lepanto, Filipinas. (Li) El Limón, La India, Nicaragua. (Ma) Mastra, Turquía. (Mc) McLaughlin, E.U.A. (Md) Mahd adh Dhahab, Arabia Saudita. (Me) Megala Therma, Profitis Ilias, Grecia. (Mi) Miers Bluff , Isla Livingston, Antártida. (Mj) Madjanpek, Bor, Serbia y Montenegro. (Mk) Mount Kasi, Fiji. (Mn) Manatial Espejo, Argentina. (Mo) Motomboto, Indonesia. (Mt) Mitsumori- Nukeishi, Japón. (Na) Nansatsu, Japón. (Ne) Nena, Papúa-Nueva Guinea. (Nf) La Mejicana – Nevados del Famatina, Argentina. (Nl) Nalesbitan, Filipinas. (Pg) Porgera, Papúa-Nueva Guinea. (Pj) Pajingo, Australia. (Pl) Pueblo Viejo, Rep. Dominicana. (Pr) Prasolovskoye, Islas Kuriles, Rusia. (Pu) Pulacayo, Bolivia. (Pv) Portovelo, Ecuador. (Re) Remance – Alto la Mina, Panamá. (Rh) Rhyolite Creek, Australia. (Ro) Round Mountain, Comstock Lode, E.U.A. (Rq) Rodalquilar, España. (Ru) Rushan, China. (Sa) Salinas de Garci Mendoza, Carangas, Bolivia. (Sb) San Bartolomé, Ecuador. (Sd) Sado, Japón. (Sh) Shumake, E.U.A. (Sk) Shkol’noe, Tadjikistán. (Sr) Srednogorie, Chelopech, Spahievo, Bulgaria. (Ss) Seongsan – Ogmaesan, Corea del Sur. (Sv) Summitville, E.U.A. (Tb) Telkibánya, Hungría. (Te) Temora, Australia. (To) Toodoggone, Freegold Mt., Canadá. (Ts) Tsagaan – Suvarga, Mongolia. (Wa) Wafi River, Papúa-Nueva Guinea. (Wi) Wirralie, Mt. Coolon, Australia. (Yo) Yoji, Japón. (Zi) Zijinshan, China.

Camprubí y Albinson32

alcalina o shoshonítica, como es el caso de el yacimiento Emperor en Fiji (Anderson y Eaton, 1990), o bien se trata de vulcanismo bimodal basáltico-andesítico.

En la mayoría de los casos, los depósitos epiterma- les están relacionados de forma espacial y temporal con vulcanismo subaéreo, de carácter ácido a intermedio, y el subvolcanismo asociado, pudiendo el basamento ser de cualquier tipo. El encajonante volcánico suele ser del tipo central a proximal, muy típicamente con rocas efusivas o piroclásticas (Sillitoe y Bonham, 1984), aunque excepcio- nalmente puede ser del tipo distal (Wood et al., 1990).

Un gran número de depósitos epitermales están asociados a estructuras de origen volcánico, en especial calderas y complejos andesíticos, como es el caso de las San Juan Mountains de Colorado (Steven et al., 1977), en cuyo seno se hallan los conocidos distritos mineros de Creede y Summitville. Asimismo, existe un importante control de este tipo de depósitos por parte de fallas de escala regional en zonas de intensa fracturación tensional (Mitchell y Balce, 1990; Nesbitt, 1990; Staude, 1993; Ponce y Glen, 2002; Nieto-Samaniego et al., 2005). Dichas fallas determinan la localización de los depósitos y actúan como guía para el emplazamiento de la fuente de calor magmática necesaria para la subsiguiente actividad hidrotermal (Hedenquist, 1986; Fournier, 1987), que controla la duración de dicha actividad. Pero, aunque las fallas de orden mayor ejercen un control directo sobre el emplazamiento de la mineralización, se ha observado que ésta suele disponerse de forma preferencial en fallas subsidiarias (White y Hedenquist, 1990). El calor necesario para la circulación convectiva de los fluidos deriva tanto de cuerpos subvolcánicos enfriándose a profundidades relativamente cercanas a la superficie (< 2.5 a 3.0 km), como también de plutones emplazados a profundidades significativas (>5 km).

Los depósitos epitermales presentan un enriquecimiento general, en relación a las composiciones de los basaltos, en elementos como Ag, As, Au, B, Hg, S, Sb, Se, Te, Tl y U (Bornhorst et al., 1995), de hasta más de cinco órdenes de magnitud. Hay que destacar que este enriquecimiento se produce independientemente de la naturaleza de las rocas encajonantes, cuya abundancia en estos elementos suele ser siempre muy baja. Por lo tanto, estos elementos pueden ser útiles en prospección geoquímica.

4. Factores de control de emplazamiento

Según White y Hedenquist (1990), los principales fac- tores que influencian las condiciones físicas del ambiente epitermal y que, en último término, determinan el carácter y la localización de la mineralización, son los siguientes:

1. la geología regional de la zona en la que se halla el depósito en cuestión, como su estructura, la estratigrafía, las intrusiones a las que se asocia la mineralización y la natu- raleza de dichas rocas ígneas, factores éstos que controlan

directamente el tipo y el grado de permeabilidad, así como la reactividad de la roca o rocas encajonantes;

2. las características hidrológicas de la zona, es decir, la relación existente entre la permeabilidad y la topografía que controla el movimiento de los fluidos, y las caracte- rísticas de los fenómenos de recarga/descarga de fluidos, así como el acceso de aguas calentadas por vapor (steam- heated waters);

3. las condiciones de presión y temperatura de los flui- dos mineralizantes que, en lo que es el ambiente epitermal, se hallan estrechamente ligadas al punto de ebullición, determinado a su vez por la composición de los fluidos;

4. las características químicas y el contenido total en gas de los fluidos mineralizantes, que son los factores determinantes en su reactividad, en su capacidad para el transporte de metales y en la paragénesis mineral, tanto por lo que respecta a la alteración del encajonante como para la mineralización en si;

5. el posible desarrollo de permeabilidad contemporá- neamente al hidrotermalismo y/o cambios en el gradiente hidráulico de la zona.

5. Tipologías de los depósitos epitermales

Las importantes diferencias en las características químicas de los fluidos mineralizantes, responsables de deposición mineral dentro del ambiente epitermal, son el criterio en base al cual se establecen los dos tipos prin- cipales de depósitos epitermales. En efecto, existen dos estilos contrastados de sistemas hidrotermales ubicados en el ambiente epitermal, según se desprende del estudio actualístico de ejemplos activos (e. g. Henley y Ellis, 1983; Reyes, 1990, 1991). En cuanto a la geoquímica de fluidos de estos dos estilos de sistemas, en un extremo se encuen- tra un conjunto de fluidos profundos reducidos y con pH cercanos a la neutralidad. Estos fluidos están esencialmente en equilibrio con las rocas encajonantes alteradas, debido a su ascenso relativamente lento, lo que resulta en un siste- ma dominado por dichas rocas (Giggenbach, 1992a). Los sistemas geotérmicos de este tipo se situan típicamente a una cierta distancia de los edificios volcánicos con los que pueden estar genéticamente asociados, aunque estos siste- mas pueden encontrarse igualmente en zonas sin actividad volcánica contemporánea o alguna. En la mayoría de los casos, estos sistemas son activados por intrusiones situadas hasta 5 ó 6 km bajo la superficie.

En el extremo opuesto, se encuentran sistemas vol- cánico-hidrotermales en situación proximal a aberturas volcánicas por las que se canaliza la descarga de vapores a la superficie. La principal expresión en superficie de estos sistemas son fumarolas de alta temperatura, y sus condensados constituídos por aguas extremadamente ácidas. Estos fluidos, de carácter eminentemente ácido y oxidado, se encuentran notoriamente en desequilibrio con las rocas encajonantes, poniendo de manifiesto el carácter

Depósitos epitermales 33

magmático de los mismos (Giggenbach, 1992c). El fuerte control estructural que existe sobre la canalización de estos fluidos es un factor determinante en su naturaleza altamente reactiva, y en el hecho que estos sistemas estén dominados por los fluidos (Giggenbach, 1992a). Las intrusiones ge- neradoras de estos sistemas pueden ser muy próximas a la superficie e, inclusive, llegar a ser eruptivas.

Estos dos tipos de sistemas poseen características muy distintivas entre ellos, aunque ambos pueden coexistir uno al lado del otro (Hedenquist y Lowenstern, 1994; Hedenquist et al., 2000). En algunos casos, se puede identificar una transición entre ambos ambientes geoquímicos, a sólo 1 ó 2 km de profundidad, en la que los fluidos hipogénicos ácidos ascienden hasta sistemas de pH neutro (Reyes et al., 1993). Esta transición está típicamente representada por una zona de hidrólisis (Meyer y Hemley, 1967), denominada “neutralización primaria” (Giggenbach, 1981), ubicada debajo del ambiente epitermal (Figura 2).

5.1. Terminología

En la literatura tradicionalmente se ha distinguido entre dos tipos principales de depósitos epitermales: ácidos y alcalinos (Sillitoe, 1977). El primer tipo de depósito es el llamado de enargita-oro, alunita-caolinita, ácido-sulfato, o de alta sulfuración (high-sulfidation epithermal deposit). El segundo tipo recibe el nombre de depósito epitermal de adularia-sericita o de baja sufuración (low-sulfidation epi- thermal deposit). El término enargita-oro (Ashley, 1982), se definió según los dos minerales metálicos considerados como más característicos de esta tipología. La denomina- ción de los términos ácido-sulfato y adularia-sericita fue propuesta por Hayba et al. (1985) y Heald et al. (1987) en base a la mineralogía y a los tipos de alteración de los depósitos epitermales. Posteriormente, Berger y Henley (1989) propusieron el término caolinita-alunita en lugar de ácido-sulfato para dar mayor relevancia a los minerales de alteración característicos de esta tipología. La denomi- nación de los términos alta sulfuración y baja sulfuración fue propuesta por Hedenquist (1987) en base al estado de oxidación-reducción (o sulfuración) del azufre en los fluidos de sistemas geotérmicos actuales, equivalentes por origen a los depósitos fósiles de uno y otro tipo. El primer tipo se originaría a partir de fluidos de carácter oxidado y ácido (azufre en estado de oxidación +6 o +4, o sea, “alta sulfuración”, en forma de SO4

2- o SO2), típicos de fuentes termales ácidas próximas a volcanes; el otro tipo, en cambio, se originaría a partir de fluidos reducidos y de pH aproximadamente neutro (en los que el azufre se presenta con su estado de oxidación de -2, esto es, “baja sulfuración”), como los hallados en sistemas geotérmicos más o menos distales a la fuente de calor principal. Como es lógico, referida a depósitos epitermales, esta terminología se emplea para designar al estado de sulfuración de las aso- ciaciones de sulfuros. Por su parte, Bonham (1986, 1988)

también propuso los términos sulfuro alto y sulfuro bajo, referidos a la cantidad total de sulfuros en el depósito. Otra denominación que se ha empleado en numerosas ocasiones es la de depósitos “tipo manantial termal” (hot-spring type; Giles y Nelson, 1982), para designar depósitos similares a McLaughlin (California, E.U.A.), aunque no constituyen un estilo propio por tratarse de los rasgos someros o superficia- les de depósitos de baja sulfuración. Recientemente, se han redefinido los tipos de depósitos epitermales, introducién- dose el término de sulfuración intermedia (Hedenquist et al., 2000; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003). Los depósitos del subtipo de sulfuración intermedia son es- tructualmente muy similares a los de baja sulfuración, pues no en balde ambos conforman el conjunto de epitermales alcalinos según Sillitoe (1977), aunque las características geoquímicas de los fluidos mineralizantes asociados y de las mineralizaciones metálicas en sulfuración intermedia suele guardar una mayor afinidad con los depósitos de alta sulfuración (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003). De hecho, inicialmente, fueron considerados como un tipo de depósito de baja sulfuración (Hedenquist et al., 2000). Así, según la terminología más reciente, el término de “estado de sulfuración” se emplea en el sentido que le otorgó Barton (1970), de forma análoga al de estado de oxidación, y se ha establecido un marco de referencia para el estado de sulfuración en función de la temperatura y la fugacidad de S2 gas (Einaudi et al., 2003). Los límites entre condiciones de sulfuración muy baja, baja, intermedia, alta y muy alta, según Einaudi et al. (2003), vienen determina- das factualmente por los campos de estabilidad de diversas especies de sulfuros (Figura 3). Huelga decir que, del paso del ambiente de los depósitos en pórfidos al de los epiter- males, e incluso durante la formación de un solo depósito epitermal, pueden producirse transiciones entre un estado de sulfuración a otro, debido a disminución de temperatura, ebullición, a interacción agua-roca, etc. (Einaudi et al., 2003). Ver White y Hedenquist (1990) y Einaudi et al., (2003) para extensas discusiones acerca de la conveniencia de la terminología que se ha expuesto, los problemas que acarrea la misma, y la historia de los conceptos relacionados con el estado de sulfuración mismo.

En adelante, usaremos la nomenclatura de alta sulfura- ción (AS), sulfuración intermedia (SI) y baja sulfuración (BS), como referencia a los tipos genéricos de depósitos minerales. Con afán de clarificar la clasificación de los depósitos minerales entre sus tipos y subtipos, podemos usar el siguiente esquema:

1. Epitermales ácidos  1.1. Tipo de alta sulfuración (Figura 4)

2. Epitermales alcalinos neutros  2.1. Tipo de sulfuración intermedia (Figura 5)  2.2. Tipo de baja sulfuración  2.2.1. Relacionados con magmas subalcalinos  2.2.2. Relacionados con magmas alcalinos

Camprubí y Albinson34

A gu

a

A gu

a

ox ig

en ad

a A

gu a

bi ca

rb on

at ad

a

p ri

m ar

ia

de

A gu

a bi

ca rb

on at

ad a

A gu

a

M en

a co

n cu

ar zo

, ad

ul ar

ia , c

al ci

ta

pH =

6

B on

an za

N iv

el

C ua

rz o

A u-

A g

Z n-

Pb -C

u

ag

ua -r

oc a

Z on

a de

in fl

ue nc

ia

d om

in an

te

p er

m ea

bl e

o es

tr uc

tu ra

s ub

si di

ar ia

pH

= 6-

8

C O

2 H

2S

H C

l H

2S O

4

y

Fl ui

do s

A gu

as

d e

fl ui

do s

C ao

lin ita

-a lu

ni ta

Il lit

a- es

m ec

tit a

A gu

as

ca

le nt

ad as

p or

v ap

or , p

H =

2- 3

H 2S

+ 2

O 2

= H

2S O

4

E pi

te rm

al es

A lc

al in

os

( b

aj a

e in

te rm

ed ia

) E

pi te

rm al

es

(a

lt a

)

en

C

u, A

u, M

o

St oc

kw or

k C

u- A

u

M an

an tia

le s

ca lie

nt es

d e

p or

os a

(v ug

gy s

il ic

a)

C

O 2

H C

l S

C

O 2

H 2S

Sa lm

ue ra

s

4 SO

2 +

4 H

2O =

3 H

2S O

4 +

H 2S

C l +

2 H

2O =

3 H

C l +

O 2

O

p C

r T

ri

Q

A l

O p

C r

T ri

A l Q

A nd

A l Q

A l

H a

K

A l

K

Q A l

K D

c D

p A l

D c D

p A l

D cP

i D

p

A l P

i D

p

A nd

A l

Pi Q

H

a

K

K

Q

K D

c D

p

D c D

p

D c Pi D p

Pi D p

A

nd

Pi Q

H

a Sm

K S

m

K

S m

K I

-S m

K D

c I/I

-S m

D c

I D

c Pi

Se Q

Pi

Se

Q

m ic

a/ Se

Pi

Q

A

nd

m ic

a Q

A nd

m ic

a C

o Q

Sm

Sm C

b Q

/C a

I- Sm

Q

/C a

C b I Q

C b Se

Q

C b

m ic

a/ Se

Q

C b

m

ic a

Q

C b

m ic

a C

o Q

Sm

C l

C b

C l S

m

Sm Q

/C a

C b

C l C

b I-

Sm

Q /C

a C

l I

A b/

A d

Q /C

b Se

Fp

Q C

l C

b m

ic a/

Se

Fp C

b C

l

m ic

a Fp

C b

Sm

C l

Z

C c/

D o

C

l S m

Q

/C a

Z

C c/

D o

C

l Q /C

a A

d/ A

b C

c/ D

o

C l Q

E p

Z C

c/ D

o A

d/ A

b

C l Q

E p

A d/

A b

C c/

D o

E

p A

c C

l Q

F p

C c/

D o

A

c Q

Fp

C l

B

i A c

Fp Q

B i F

p Px

M t

( )

a va

nz ad

a

Asociaciones

de

B aj

a

A u-

C u

Flu idos

con teni

dos en

la e stru

ctur a

Fi gu

ra 2

.I zq

ui er

da :e

sq ue

m a

co m

pa ra

tiv o

(n o

a es

ca la

) d e

la e

st ru

ct ur

a, p

ro ce

so s,

tip os

d e

al te

ra ci

ón , v

ol át

ile s l

ib er

ad os

, t em

pe ra

tu ra

s, pH

, t ip

os d

e flu

id os

y re

ac ci

on es

in vo

lu cr

ad as

e n

la fo

rm ac

ió n

de lo

s de

pó si

to s e

pi te

rm al

es á

ci do

s ( al

ta su

lfu ra

ci ón

) y a

lc al

in os

(b aj

a e

in te

rm ed

ia su

lfu ra

ci ón

), y

su re

la ci

ón c

on la

s r oc

as m

ag m

át ic

as c

om o

fu en

te d

e ca

lo r,

flu id

os y

c om

po ne

nt es

q uí

m ic

os p

ar a

es to

s d ep

ós ito

s, de

sd e u

na cá

m ar

a m ag

m át

ic a e

n pr

oc es

o de

en fr

ia m

ie nt

o, la

fo rm

ac ió

n de

d ep

ós ito

s m et

ál ic

os re

la ci

on ad

os a

pó rfi

do s (

cu pr

ífe ro

s, au

ríf er

os , o

m ol

ib de

ní fe

ro s)

, h as

ta el

am bi

en te

ep ite

rm al

(m od

ifi ca

do d

e S ill

ito e,

19

95 a;

e n

ba se

a lo

s d at

os d

e H

ed eq

ui st

y L

ow en

st er

n, 1

99 4;

G am

m on

s y W

ill ia

m s-

Jo ne

s, 19

97 ; C

or be

tt y

Le ac

h, 1

99 8)

. L a

po si

ci ón

d e

la tr

an si

ci ón

fr ág

il- dú

ct il

se h

a ub

ic ad

o en

te m

pe ra

tu ra

s ~ 40

0º C

, y a

5 -7

km

d e p

ro fu

nd id

ad (e

. g . F

ou rn

ie r,

19 91

; N ie

ls on

et a

l., 1

99 9)

. D er

ec ha

: e sq

ue m

a d e l

a c om

po si

ci ón

m in

er al

óg ic

a d e l

as al

te ra

ci on

es h

id ro

te rm

al es

as oc

ia da

s a la

fo rm

ac ió

n de

d ep

ós ito

s m in

er al

es ep

ite rm

al es

, m

es ot

er m

al es

y p

or fíd

ic os

, s eg

ún e

l p H

d e

la s s

ol uc

io ne

s m in

er al

iz an

te s (

m od

ifi ca

do y

si m

pl ifi

ca do

d e

C or

be tt

y Le

ac h,

1 99

8) . A

br ev

ia ci

on es

: A b

= al

bi ta

, A c

= ac

tin ol

ita , A

d =

ad ul

ar ia

, A l =

a lu

ni ta

, A nd

=

an da

lu ci

ta , B

i = b

io tit

a, C

a =

ca lc

ed on

ia , C

b =

ca rb

on at

os (d

e C

a, M

g, M

n y/

o Fe

), C

c =

ca lc

ita , C

l = c

lo rit

a, C

o =

co rin

dó n,

C r =

c ris

to ba

lit a,

D c

= di

ck ita

, D i =

d iá

po ra

, D o

= do

lo m

ita , E

p =

ep id

ot a,

F p

= fe

ld es

pa to

s p ot

ás ic

os , H

a =

ha llo

ys ita

, I =

il lit

a o

ill ita

-e sm

ec tit

a, K

= c

ao lin

ita , M

t = m

ag ne

tit a,

O p

= óp

al o

o sí

lic e

op al

in a,

P i =

p iro

fil ita

, P x

= cl

in op

iro xe

no s,

Q =

c ua

rz o,

S e

= se

ric ita

, S i =

si de

rit a,

S m

=

es m

ec tit

a o

es m

ec tit

a- ill

ita , T

ri =

tri di

m ita

, Z =

z eo

lit as

(d e

m en

or a

m ay

or te

m pe

ra tu

ra : n

at ro

lit a,

c ha

ba zi

ta , m

or de

ni ta

, h eu

la nd

ita ; l

au m

on tit

a; w

ai ra

ki ta

). (M

od ifi

ca do

d e

C am

pr ub

í e t a

l., 2

00 3a

.)

Depósitos epitermales 35

Ejemplos de dichos tipos y subtipos de depósitos son: 1.1. Srednogorie en Bulgaria (Bonev et al., 2002;

Strashimirov et al., 2002), El Indio en Chile (Jannas et al., 1990, 1999); Summitville en E.U.A. (Stoffregen, 1987); Lepanto en Filipinas (Hedenquist et al., 1998), Mulatos y El Sauzal en México (Gray, 2001; Staude, 2001), Yanacocha en Perú (Harvey et al., 1999), Pueblo Viejo en Rep. Dominicana (Russell y Kesler, 1991). Ver la relación de Arribas (1995).

2.1. Creede y Comstock Lode en E.U.A. (Hayba et al., 1985; Plumlee y Rye, 1986; Vikre, 1989), Baguio en Filipinas (Cooke et al., 1996), Kelian en Indonesia (van Leeuwen et al., 1990), Pachuca-Real del Monte, Fresnillo, Tayoltita y Temascaltepec en México (Geyne et al., 1963; Gemmell et al., 1988; Ruvalcaba-Ruiz y Thompson, 1988; Simmons et al., 1988; Simmons, 1991; Camprubí et al., 2001a,b; Enriquez y Rivera, 2001a,b), Arcata en Perú (Ericksen y Cunningham, 1993). Ver relación de Simmons (1995).

2.2.1. Sleeper, Round Mountain y McLaughlin en E.U.A. (Sander y Einaudi, 1990; Sherlock et al., 1995), Waihi en Nueva Zelanda (Brathwaite y Faure, 2002), Hishikari en Japón (Izawa et al., 1990). Ver relación de Simmons (1995).

2.2.2. Cripple Creek en E.U.A. (Thompson et al., 1985), Emperor en Fiji (Ahmad et al., 1987; Anderson y Eaton, 1990; Kwak 1990), Antamok-Acupan en Filipinas (Cooke y Bloom, 1990; Cooke et al., 1996), Porgera y Ladolam en Papúa-Nueva Guinea (Richards, 1992, 1995; Richards y Kerrich, 1993; Richards et al., 1997).

Las características principales de los epitermales y al- calinos están resumidas en forma de tabla por Camprubí et al. (2003a) aunque, debido al cambio de denominación en sus tipos y subtipos, cabría substituir en dicha tabla “baja sulfuración” por “epitermales alcalinos” o “sulfuración baja+intermedia”, que es el sentido en el cual dicha relación fue formulada, y en el cual es válida. En el presente trabajo se explicitan las principales características de los tres tipos de depósitos epitermales (BS, SI y AS) en la Tabla 1.

6. Elementos de descripción de los depósitos epitermales

6.1. Contexto geológico

Se pueden considerar cuatro contextos fundamentales (Figura 6) para depósitos epitermales en general, basados en la caracterización de sistemas hidrotermales activos (Bogie y Lawless, 1987; White et al., 1995), siempre dentro de un contexto geotectónico de subducción. Estos contextos son los siguientes:

1. Sistemas hidrotermales en depresiones estructurales asociadas a vulcanismo ácido (Figura 6A). Se emplazan en zonas con relieve bajo y poco variable (0-300 m). Las rocas volcánicas asociadas son lavas ácidas con depósitos piroclásticos y sedimentarios adyacentes; por lo común, en zonas con grandes calderas. Las aguas termales tienen pH neutro, forman sínteres y cráteres de explosión hidrotermal, y la separación de fases se produce en flujo vertical. Este

-18

-14

-10

-6

-2

2 100 200 300 500 800

S 2 )

del azu

fre

cov ell

ita

dig eni

ta pir

ita +

bo rni

ta

hi er

ro

enargita, famatinita tennantita, tetraedrita

argentita plata

1000/T (K)

T (ºC)

3 2 1

Figura 3. Diagrama de correlación entre temperatura y fugacidad de azufre para los estados de sulfuración relativos de los fluidos hidrotermales en el ámbito de depósitos metalíferos en pórfidos y epitermales, definidos según los campos de estabilidad de minerales clave. Adaptado de Einaudi et al. (2003). Las reacciones de sulfuración fueron tomadas de Barton y Skinner (1979).

Camprubí y Albinson36

contexto carece de depósitos de AS, y la deposición en ambiente de BS se produce en stockwork, vetas y brechas, dándose estos dos últimos especialmente en profundidad. Los factores de localización son litologías permeables, fallas, fracturas y márgenes de caldera. Ejemplos de este contexto se encuentran en la zona volcánica central de Taupo y en Ohakuri Dam, Nueva Zelanda.

2. Sistemas hidrotermales en estratovolcanes andesí- ticos (Figura 6B). Se emplazan en zonas con relieve alto y variable (500-2000 m). Las rocas volcánicas asociadas son coladas andesíticas y brechas interestratificadas, normalmente con pendientes de deposición pronuncia- das; comúnmente, en zonas con pequeñas calderas. La surgencia se produce a partir de fumarolas y solfataras, o fuentes termales ácidas en los flancos y neutras a mayor distancia, raramente con sínteres. El flujo se produce vertical y lateralmente, con una alteración asociada muy extensa debida a los gases separados. En este contexto se hallan fundamentalmente depósitos metalíferos en pórfidos y epitermales de AS. Los depósitos de SI y BS se encuen- tran en vetas con un fuerte control estructural en litologías competentes. Ejemplos de este contexto se encuentran en Mount Ruapehu en Nueva Zelanda y Woodlark Island en Papúa-Nueva Guinea, dentro del contexto mayoritario en el SW del Pacífico.

3. Sistemas hidrotermales asociados a vulcanismo en contexto de Cordillera (Figura 6C). Se emplazan en zonas con relieve alto y variable (500-3000 m). Las rocas volcá- nicas asociadas constituyen centros andesíticos y domos dacíticos sobre un basamento deformado; no suele haber

calderas. La surgencia se produce en fuentes termales con sínteres en depresiones, fuentes termales ácidas en los flancos, y neutras a mayor distancia, con presenica de cráteres de explosión hidrotermal. La separación de fases se produce en flujo vertical, con escasa alteración debida a los gases separados. En este contexto se hallan depósitos metalíferos en pórfidos y epitermales de AS. La deposición de SI y BS se produce en stockwork, vetas y brechas, es- tos dos últimos especialmente en profundidad. Ejemplos de este contexto se encuentran en Antamok-Acupan y Lepanto en Filipinas, así como la mayoría de epitermales de Canadá, E.U.A. y México (Berger y Henley, 1989).

4. Sistemas hidrotermales en islas con vulcanismo de tipo oceánico (Figura 6D). Se emplazan en zonas con relieve moderado y poco variable (200-500 m). Las rocas volcánicas asociadas son lavas basálticas y andesíticas; comúnmente con pequeñas calderas. Puede haber fuentes termales con sínteres en las calderas, y cráteres de explo- sión hidrotermal. La separación de fases se produce en flujo vertical, con escasa alteración debida a los gases separados. En este contexto se encuentran mayoritariamente depósitos de BS, aunque se han reconocido depósitos de AS asocia- dos a depósitos metalíferos en pórfidos. La deposición se produce en zonas subsuperficiales de alta permeabilidad, fallas, fracturas y márgenes de caldera. Ejemplos de este contexto se encuentran en la isla Lihir, Papúa-Nueva Guinea, presentándose en el continente Americano en el arco volcánico de la parte sur de Centroamérica donde los depósitos se caracterizan por ser predominantemente auríferos y no argentíferos (Albinson et al., 2001).

Roca rica en montmorillonita

Roca rica en clorita

Roca rica en illita

Roca

Cuarzo oqueroso (vuggy)

con mena

Roca de cuarzo-alunita

avanzada

100 m

Alteraciones

Figura 4. Esquema estructural de un cuerpo epitermal de alta sulfuración típico, basado en los depósitos de Summitville en Colorado (Stoffregen, 1987), mostrando la morfología de cuña del núcleo de sílice oquerosa (vuggy silica), con una ampliación que ilustra la zonación de alteraciones ca- racterística desde el núcleo de sílice a la roca encajonante inalterada (Steven y Ratté, 1960). El núcleo de sílice alberga la parte más importante de la mineralización económica, aunque algunas porciones de la zona con alteración argílica avanzada también pueden contener mineralización económica, particularmente donde el contenido en pirofilita es mayor que el de sílice (White, 1991). Cabe remarcar que los fluidos que originan el núcleo de sílice porosa por medio de lixiviación ácida no son los mismos a partir de los que precipitan las asociaciones de minerales metálicos. El núcleo de sílice, debido a su alta porosidad sirve de acuífero para fluidos posteriores (White, 1991). Los fluidos portadores de metales en solución son menos ácidos y oxidados, y relativamente más salinos (Hedenquist et al., 1998). La diferencia más evidente entre los dos subtipos de depósitos epitermales de AS es la presencia o ausencia de mineralizaciones metálicas, formadas con posterioridad al núcleo de sílice. En ausencia de las mismas, los depósitos resultantes se denominan “casquetes de cuarzo-alunita” (quartz-alunite lithocaps; Sillitoe, 1995b).

Depósitos epitermales 37

En este aspecto, Sillitoe y Hedenquist (2003) distin- guen, a escala continental, numerosos contextos tectónicos favorables para los diversos tipos y subtipos de depósitos epitermales, durante una subducción o tras su término: (1) AS y SI en situación de neutralidad de esfuerzos a arco levemente extensional, con andesitas-dacitas±riolitas, (2) AS y SI durante vulcanismo de arco en situación de tras-arco compresional, con andesitas-dacitas±riolitas, (3) AS en arco compresional con vulcanismo de subducción, con riodacitas, (4) BS en arco extensional, con andesitas- dacitas±riolitas o vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas, (5) BS durante vulcanismo de arco en situación de tras-arco extensional, con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas, (6) BS en situación de tras-arco extensional durante una transición de magmatismo de subducción a magmatismo bimodal de rift, con vulcanismo alcalino, (7) BS en un mar- gen continental extensional tras el cese de una subducción y relacionado al desarrollo de un margen de fallamiento lateral entre corteza oceánica y continental, con vulca- nismo bimodal de basaltos-riolitas, (8) BS en situación de tectónica compresiva relacionada con un margen de fallamiento lateral, con vulcanismo bimodal de basaltos- riolitas, (9) BS en situación de magmatismo postcolisional restringido durante compresión tectónica y el rompimiento de la placa subducida debido a la acreción continental, con vulcanismo alcalino, y (10) BS en contexto extensional debido a colapso tectónico tras una acreción continental, con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas.

6.2. Estilo o forma de mineralización

Posiblemente, esta es la forma más directa de clasificar a los depósitos epitermales. Ésta es una clasificación que nada dice sobre rocas encajonantes, texturas o génesis del depósito pero, al ser el resultado de la permeabilidad del encajonante durante la mineralización, dice mucho sobre sus condiciones de emplazamiento. Aunque muy pocos de- pósitos presentan un sólo estilo, bien pueden ponerse como ejemplo algunos depósitos en los que predomina un estilo en concreto. De esta forma, las mineralizaciones pueden diferenciarse según tres tipos de control (Sillitoe, 1993):

1. control estructural: vetas masivas o bien individua- lizadas (e. g. El Indio, Chile, o Pachuca-Real del Monte, México), “enjambres de vetas” (e. g. Hishikari, Japón), en stockwork (e. g. McLaughlin, E.U.A., o Chinkuashih, Taiwan), y vetas de bajo ángulo asociadas a fallas anulares (e. g. Emperor, Fiji);

2. control hidrotermal: brechas hidrotermales (e. g. Kerimenge, Papúa-Nueva Guinea), y cuerpos de sílice residual (típicos de AS, e. g. Kasuga, Japón);

3. control litológico: diseminaciones bajo acuitardos en ignimbritas o rocas sedimentarias clásticas (e. g. Round Mountain, E.U.A.), reemplazamientos ligados a contrastes de permeabilidad o de reactividad en el caso de rocas huéspez calcáreas (e. g. Taxco y San Francisco del Oro, México), y diseminaciones en brechas de diatrema (e. g. Montana Tunnels, E.U.A.).

Alunita y arcillas

Illita, en profundidad sericita

Clorita. illita montmorillonita, carbonatos, epidota

adularia, albita

Menas

hidrotermal

0

500

400

300

200

100

600

Pr of

un di

da d

(m )

AVANZADA

A

Nivel de

Minerales de ganga arcillas, calcedonia

cristobalita. Calcita, zeolitas. (Calcedonia) Cuarzo, calcita, pirita, (Barita, fluorita) Cuarzo, adularia, pirita, sericita. (Calcita, clorita, fluorita, rodocrosita)

Cuarzo, pirita, (Clorita, hematides, fluorita)

Cuarzo, siderita, pirita, pirrotita, arsenopirita

Minerales de mena Oro (raro), pirita, Hg, Sb, As.

Au en pirita sulfosales de Ag. Platas rojas, argentita (acantita), electrum. Argentita, electrum. Galena, esfalerita, calcopirita, argentita.

Tetraedrita-tennatita, calcopirita. Enargita

M E

TA L

E S

P

R E

C IO

S O

S

M E

TA L

E S

D E

B A

S E

Figura 5. Esquema estructural general de los depósitos epitermales alcalinos (baja e intermedia sulfuración), modificado de Buchanan (1981), indicando la mineralogía de ganga, la generalización de los patrones de alteración típicos, y la variación en la mineralogía de mena típica en profundidad, y en la morfología de la mineralización. Ello incluye la distribución del sínter formado in situ, y la superposición de la alteración argílica avanzada derivada de vapores liberados por ebullición en profundidad. La extensión lateral y volumen de las aureolas de alteración depende, en gran manera, de la presencia de litologías permeables; debido a ello, la morfología y extensión de los halos puede variar desde el orden decimétrico hasta el hectométrico, inclusive dentro de un mismo depósito.

Camprubí y Albinson38

6.3. Modelo de deposición

Este tipo de clasificación conecta con el anterior, en el sentido que tiene en cuenta la profundidad de formación. El segundo factor decisivo es el mecanismo a partir del cual se produjo la precipitación mineral, más en concreto, la exis- tencia o no de ebullición. Así, se pueden definir tres tipos de depósitos epitermales de BS diferentes (Figura 7):

1. depósitos de “ebullición profunda” (o deep vein type), que son los más comunes dentro de los epiterma- les mexicanos (Albinson et al., 2001), como Fresnillo, Guanajuato, Pachuca-Real del Monte o Tayoltita. Suelen ser cuerpos minerales ciegos, es decir, que no afloran en superficie, relacionados con fluidos hidrotermales que

inician la ebullición a ≥300ºC a profundidades de ≥1000 m bajo la paleosuperfície, y se dispersan lateralmente en el sistema hidrológico;

2. depósitos de “ebullición somera” (o hot spring type), como McLaughlin en E.U.A., o San Martín en México. Se presentan a unos 300-400 m bajo la paleosuperfície, relacionados al “retraso” de la ebullición de los fluidos ascendentes en el sistema hidrotermal (Saunders, 1996);

3. depósitos “profundos sin ebullición”, como Sombrerete en México. Éstos se caracterizan por hallarse dispuestos en zonas verticalmente extensas, relacionados con fluidos sobrepresionados, sin experimentar ebullición, que ascienden principalmente como líquidos (Albinson, 1988).

Baja sulfuración (BS)

Sulfuración intermedia (SI)

Alta sulfuración (AS)

Magma subalcalino Magma alcalino Magma oxidado Magma reducido

Ejemplo tipo Midas (Nev., EUA) Emperor (Fiji) Rico en Au: Baguio (Filipinas) Rico en Ag: Fresnillo (Zac., México)

Diseminado: Yanacocha (Perú) Veta: El Indio (Chile)

Potosí (Bolivia)

Rocas volcánicas relacionadas

Basalto a riolita Basalto alcalino a traquita

Andesita a riodacita, localmente riolita

Andesita a riodacita Riodacita

Minerales clave de alteración proximal

Illita/smectita-adularia Roscoelita-illita- adularia

Sericita, adularia poco común

Cuarzo-alunita/ APS, cuarzo-pirofilita/ dickita en profundidad

Cuarzo-alunita/ APS, cuarzo-dickita en profundidad

Ganga de sílice Cuarzo y calcedonia crustiforme y coloforme rellenando vetas; reempla- zamiento de carbonatos

Cuarzo y calcedonia crustiforme y coloforme rellenando vetas; cuarzo escaso en fases iniciales

Cuarzo crustiforme rellenando vetas y en peine

Silicificación masiva de grano fino y cuarzo residual oqueroso (vuggy)

Ganga de carbonatos

Presente, pero típicamente tardía y escasa

Abundante, pero no de Mn

Común, típicamente incluyendo variedades de Mn

Ausente

Otros minerales de ganga

Barita poco común, fluorita localmente

Barita, celestina y/o fluorita común local- mente

Barita y silicatos de Mn presentes localmente

Barita común, típicamente tardía

Abundancia de sulfuros

Típicamente <1 a 2 % vol. (hasta 20 % vol. encajado en basaltos)

2 a 10 % vol. 5 a >20 % vol. 10 a 90 % vol.

Especies de sulfuros clave

Escasa a muy escasa arsenopirita ± pirrotita; escasas esfalerita, galena, tetraedrita-tennantita, calcopirita

Esfalerita, galena, tetraedrita-tennantita, calcopirita

Enargita, luzonita, famatinita, covellita

Acantita, estibina

Metales principales

Au ± Ag Au-Ag, Zn, Pb, Cu Au-Ag, Cu, As-Sb Ag, Sb, Sn

Metales menores

Zn, Pb, Cu, Mo, As, Sb, Hg Mo, As, Sb Zn, Pb, Bi, W, Mo, Sn, Hg

Bi, W

Especies de Se y Te

Seleniuros comunes, localmente telururos

Telururos abundantes, seleniuros poco comunes

Telururos localmente comunes, seleniuros poco comunes

Telururos comunes, localmente seleniuros

Desconocido, pocos datos

Tabla 1. Principales características de campo de los diferentes tipos de depósitos epitermales y sus subtipos. Adaptado de Sillitoe y Hedenquist (2003).

Depósitos epitermales 39

6.4. Profundidad de formación

Esta clasificación (Tabla 2) permite explicar la varia- bilidad en las características específicas de los depósitos, según si su formación es “somera” (hasta unos 1000 m de profundidad) o “profunda” (hasta más de 2000 m de pro- fundidad), puesto que los depósitos del suroeste del Pacífico se formaron generalmente a profundidades mayores que las reseñadas para los depósitos de Norteamérica (Sillitoe, 1988; Reyes, 1990, 1991), coincidiendo con las dos zonas de mayor abundancia areal de depósitos encajonados en estratovolcanes andesíticos y en contexto de Cordillera, respectivamente.

Los grandes depósitos epitermales de BS del suroeste del Pacífico también suelen presentar características cierta- mente atípicas, si los comparamos con los más “clásicos” de Norteamérica, tales como: (1) depósitos con temperaturas relativamente mayores (e. g. Kelian, Indonesia), minera- lizaciones diseminadas en brechas aparentemente relacio-

nadas con alteraciones previas debidas a interacción con agua marina (e. g. Ladolam, Papúa-Nueva Guinea; White et al., 1995); (2) depósitos transicionales entre mesotermal y epitermal o “depósitos epitermales del tipo alcalino” o BS- alcalinos (e. g. Porgera, Papúa-Nueva Guinea; Richards, 1992, 1995; Richards y Kerrich, 1993; Richards et al., 1997), etc. También en Norteamérica han sido descritos depósitos transicionales relacionados con pórfidos (modelo general de British Columbia, Canadá; Panteleyev, 1988), en contexto de Cordillera.

La presencia de enargita en algunos depósitos hasta ahora considerados de BS sugirió desde hace tiempo afinidades de algunos de éstos con los de AS. Buchanan (1981) contempló la presencia de enargita en profundidad, por debajo del nivel de ebullición, en su clásico modelo de los epitermales de alcalinos/neutros (Figura 5). Los depósitos epitermales de ese tipo en que se ha hallado enargita son: Tuscarora, E.U.A. (Buchanan, 1981), Ladolam, Papúa-Nueva Guinea (White et al.,

SISTEMAHIDROTERMAL EN UN ESTRATOVOLCÁNANDESÍTICO

SISTEMAHIDROTERMAL EN CONTEXTO DE CORDILLERA

SISTEMAHIDROTERMAL EN UNA ISLADEARCO VOLCÁNICO

SISTEMAHIDROTERMAL EN UNADEPRESIÓN ESTRUCTURALASOCIADAAVULCANISMO SILICICO

Recarga meteórica

Domos silicicos tardíos

Aguas secundarias bicarbonatadas

Brechas hidrotermales y sinterizaciones

Erupciones hidrotermales

Surgencias neutras ricas en Cl

Vapor

n.m

Rocas volcánicas y sedimentarias Recarga

Basamento prevolcánico Intrusión

a)

1km Intrusión

Mineralizaciones en pórfidos

Convecciones de fluidos geotérmicos neutros ricos en CL

Ebullición limitada Acuífero ácido- sulfatado

Mezcla de fluidos y deposición mineral

Flujo lateral e interacción agua-roca

Fuentes ácido- sulfatadas

Nivel piezométrico del reservorio profundo monofásico

Fuentes sulfato- bicarbonatadas Fuentes neutras cloruradas

n.m. Ebullición local

1km

Recarga

Fuentes sulfato- bicarbonatadas

Fuentes cloruradas neutras diluidas

Fluido hidrotermal convectivo

Recarga

1 km

n.m.

Domo dacítico

Maar- diatrema

Fracturación y erupciones hidrotermales locales

Recarga meteórica

Brecha de erupción hidrotermal

Caldera Desarrollo limitado de fluidos ácido-sulfatados

Fuentes cloruradas neutras

n.m.

Intrusión

Convección del reservorio clorurado neutro

Zona de deposición de anhidrita y fracturación intermitente

Recarga marina

1 km Intrusión

Figura 6. Esquemas de los diferentes contextos geológicos en que se producen depósitos epitermales, tanto ácidos (alta sulfuración) y alcalinos (baja e intermedia sulfuración). Simplificado de Bogie y Lawless, 1987, y de White et al., 1995). Clave: n.m. = nivel del mar.

Camprubí y Albinson40

1995), Thames, Nueva Zelanda (Christie y Brathwaite, 1986), Orcopampa, Perú (Gibson et al., 1990), Faride, Chile (Camus y Skewes, 1991), Portovelo, Ecuador (van Thournout et al., 1996), Temascaltepec, México (Camprubí et al., 2001a), y San Felipe-Mexicali, México (Ibarra-Serrano, 1997). Esta característica de algunos depósitos epitermales alcalinos/neutros es uno de los elementos que llevó a la definición de los depósitos epitermales de SI dentro de los de BS por Hedenquist et al. (2000), y después como tipología independiente (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003). De esta forma, al menos por el momento, puede considerarse que la presencia de enargita en depósitos epitermales alcalinos/ neutros es diagnóstica de que, al menos en alguna fase de formación del depósito, éste puede caracterizarse como de SI, o mixto de SI y BS.

Dentro de los epitermales de BS y SI “someros” o encajonados en un contexto de vulcanismo de Cordillera, pueden distinguirse características geoquímicas diferenciadas entre los depósitos ricos en plata y metales básicos, y los depósitos más ricos en oro. Los fluidos asociados a los primeros suelen presentar salinidades más altas y contenidos más bajos en H2S que los segundos, en los que fue definido el término epitermal, con salinidades asociadas más bajas y más ricos en gases (Heald et al., 1987; Hedenquist y Lowenstern, 1994).

6.5. Contenido relativo en metales básicos

Este es un criterio puramente económico, en que los depósitos epitermales se definen como “ricos” y “pobres” en metales básicos (Heald et al., 1987; White et al., 1995), con ejemplos en Fresnillo y Tayoltita, respectivamente (ver Albinson et al., 2001), para SI. Del mismo modo pueden caracterizarse por su relación Ag/Au, en cuyo caso buena parte de los depósitos epitermales de BS y SI de México y del suroeste de los Estados Unidos se distinguen especial- mente por su alto contenido en Ag.

7. Relación con otros tipos de depósitos minerales

La conexión genética de los depósitos epitermales con otras tipologías de depósitos minerales en contextos geotectónicos similares es uno de los temas de discusión más actuales acerca de estos depósitos. Existe una rela- ción genética y temporal entre magmatismo y depósitos epitermales de SI y AS (McKee et al., 1992; Conrad et al., 1993; Simmons, 1995; Albinson et al., 2001; Enríquez y Rivera, 2001a; Camprubí et al., 2003b; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003), así como también con depósitos metalíferos en pórfidos y skarns (Arribas et al., 1995; Hedenquist et al., 1996, 1998, 2000; Sillitoe, 1999;

PROFUNDOS SIN

"NON-BOILING TYPE"

Brecha hidrotermal avanzada

Zona de menas Temperatura y nivel de

P R

O F

U N

D ID

A D

(m )

1.4 wt.% CO2

0

500

1000

1500

0%

<5%

>10% <23%

Pr of

un di

da d

(m )

A g-

A u-

Pb -Z

n

C U

A R

Z O

C R

IS TA

L IN

O

T E

M PE

R A

T U

R A

A M

O R

FA

C U

A R

Z O

C R

IS TA

L IN

O

T E

M PE

R A

T U

R A

T E

M PE

R A

T U

R A

C U

A R

Z O

C R

IS TA

L IN

O

C A

L C

E D

O N

IA -

A

M O

R FA

S A

L IN

ID A

D

C A

L C

E D

O N

IA -

A g-

Pb -Z

n A

g- A

u

Pb -Z

n- C

u- A

g

Pb -Z

n- C

u (e

sc as

o) A

g A

u

DE

PROFUNDA VEIN TYPE

DE

SOMERA

0

500

1000

1500

2000

Figura 7. Tipos de depósitos epitermales alcalinos/neutros (baja e intermedia sulfuración) presentes en México, según su profundidad de formación relacionado al inicio del proceso de ebullición de fluidos sódico-clorurados ascendentes (simplificado de Albinson et al., 2001).

Depósitos epitermales 41

Müller y Groves, 2000; Brathwaite et al., 2001; Müller et al., 2002; Strashimirov et al., 2002; Einaudi et al., 2003; Morales-Ramírez et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003; Simpson et al., 2004; Tritlla et al., 2004).

Lo que no ha sido tan evidente es la posible relación con otros tipos de depósitos. Aunque la definición estricta de depósito epitermal especifica que su ambiente de for- mación es subaéreo, recientemente se ha descrito la exis- tencia de epitermales submarinos que, además, presentan afinidades genéticas con depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (Herzig y Hannington, 1995; Herzig et al. 1999; Sillitoe et al., 1996; Petersen et al., 2002; Sillitoe y Hedenquist, 2003), y que Schwarz-Schampera et al. (2001) han calificado de depósitos transicionales entre epitermales y sistemas hidrotermales submarinos.

En el caso concreto de los depósitos submarinos de la costa de la isla Lihir, Papúa Nueva Guinea, es notable el

hecho de que éstos son la continuación espacial directa bajo el mar de Ladolam, un conocido depósito epitermal de BS. Salvando las distancias, es posible que las vetas de calcita- cuarzo-barita y los manantiales submarinos con cinabrio y sínteres en la Bahía de Concepción, Baja California Sur (Prol-Ledesma et al., 2004; Canet et al., 2005a,b) sean parte de un depósito análogo, a habidas cuentas que el ambiente geotectónico extensional actual es equivalente a los ambientes propicios para la formación de epitermales de BS según Sillitoe y Hedenquist (2003).

También se ha relacionado genéticamente a los depó- sitos epitermales proterozoicos de la zona del Tapajós en Brasil con depósitos de óxidos de hierro-Cu-Au o IOCG (Jacobi, 1999). En este sentido, cabría evaluar la posibili- dad de que, al menos a escala de provincia y época meta- logenética, pudieran relacionarse depósitos fanerozoicos equivalentes del tipo IOCG con depósitos del sistema

Epitermales alcalinos (BS y SI) Epitermales ácidos (AS)

Rocas volcánicas relacionadas

Andesitas-riodacitas (AR), riolitas-basaltos bimodales (RB), alcalinas (A)

Andesitas-riodacitas, dominadas por magmas calcoalcalinos

Somero Profundo Somero Intermedio Profundo Profundidad de formación

0-300 m 300-800 m (muy raro >1000 m)

<500 m 500-1000 m >1000 m

Contexto; roca de caja típica

Domos; rocas piroclásti- cas y sedimentarias

Domos, diatremas (AR, A); rocas piroclásticas y sedimentarias

Domos, surgencia cen- tral; rocas piroclásticas y sedimentarias

Domos, diatremas; rocas volcánicas

Domo-diatrema; pórfi- dos, rocas volcánicas y sedimentarias clásticas

Morfología del depósito

Vetas, enjambres de vetas, stockwork, disemina- ciones

Vetas, cuerpos brechificados, diseminaciones

Diseminaciones, brechas y vetillas

Vetas de sulfuros masivos, brechas

Diseminaciones, vetillas, brechas

Texturas de las menas

Bandas delgadas, crusti- formes, en peine, brechas

Bandas gruesas Cuarzo oqueroso de reemplaza-miento

Sulfuros masivos, ve- tas o brechas tardías

Reemplaza-miento

Alteración Capa de alunita-kaolinita, halo de arcillas

Arcillas, sericita, carbona- tos; roscoelita, fluorita (A)

Silícica (oquerosa), cuarzo-alunita

Silícica (oquero-sa), cuarzo-alu-nita, pirofi- lita-dickita-sericita

Pirofilita-sericita, cu- arzo-sericita

Minerales de ganga

Calcedonia-adularia-illita- calcita

Cuarzo-carbonatos-ser- icita-adularia ± barita ± anhidrita ± hematites ± clorita (AR)

Alunita, barita, kaolinita

Anhidrita, kaolinita, dickita

Sericita, pirofilita

Sulfuros Cinabrio, estibina; pirita/ marcasita-arsenopirita, seleniuros Au-Ag, sulfosales Se, pirrotita, esfalerita-Fe (RB)

Pirita-sulfuros/ sulfosales Au-Ag, ±esfalerita, galena, calcopirita, tetraedrita/ tennantita (AR)

Enargita/luzonita, covellita, pirita

Enargita/luzonita, calcopirita, tetraedrita/ tennantita, esfalerita, covellita tardía, pirita

Bornita, digenita, cal- cocita, covellita

Metales Au-Ag-As-Sb-Se-Hg-Tl (RB), relación Ag/Au baja; metales básicos <0.1-1%

Ag-Au-Pb-Zn, Ba, Mn, Se (AR), relación Ag/Au alta; metales básicos <2-10 (20+) %

Au-Ag, Cu lixiviado (Hg superpuesto)

Cu-Au-Ag-Bi-Te-Sn Cu-Au

Características notables

Sínter, capa de calcedonia (zona freática)

Algunas vetas de sulfura- ción intermedia, adyacen- tes a depósitos de AS

Capa de alteración debida a aguas calentadas por vapor

Cuarzo oqueroso (vuggy)

Superpuesto a depósitos metalíferos en pórfidos

Fluidos Incremento de salinidad y temperatura Incremento de salinidad y temperatura Variable

Denominación de tipo o subtipo

Baja sulfuración (término extremo)

Sulfuración intermedia Depósitos metalíferos en pórfidos

Tabla 2. Características de los depósitos epitermales ácidos (alta sulfuración) y alcalinos (baja e intermedia sulfuración), en función de la profundidad de formación en depósitos individuales; en ocasiones, también aproximables a variaciones dentro de un mismo depósito. Adaptado de Hedenquist et al. (2000).

Camprubí y Albinson42

pórfido-skarn-epitermal, en zonas propicias como los Andes o el suroeste de México.

8. Origen de los componentes y concentración en los fluidos mineralizantes. Reacción con las rocas encajonantes

El vulcanismo submarino que se produce en las dor- sales centro-oceánicas y el hidrotermalismo asociado son responsables de la deposición de metales básicos en la corteza oceánica y de su alteración. Este proceso conlleva la hidratación de las rocas que constituyen la corteza en formación y la incorporación a ella de elementos tomados del agua marina, tales como azufre (en forma de sulfato) o cloro. La posterior deposición de sedimentos también incorpora a la corteza metales diversos, e igualmente atrapa agua marina. Durante el proceso de subducción (ver Hedenquist y Lowenstern, 1994) se produce la deshi- dratación de los sedimentos oceánicos incorporados y de las rocas hidratadas de la placa subducente (Figura 8). La liberación de agua durante este proceso metamórfico es la responsable de la fusión parcial del manto suprayacente a la zona de Wadati-Benioff (Stolper y Newman, 1994). Seguidamente, los magmas producidos por dicho mecanis-

mo empiezan a ascender a través del manto, primero, y de la corteza, después, diferenciándose e interaccionando de diversas formas con las rocas encajonantes. Por lo tanto, hay una gran variedad de posibles fuentes de los compo- nentes (metales, agua, halógenos, volátiles, sulfato, etc.) que luego serán fundamentales para la deposición mineral en la corteza continental (depósitos metalíferos en pórfidos, skarns, depósitos mesotermales, epitermales, etc.), inclu- yendo el agua marina, la corteza oceánica subducida y sus sedimentos, el manto y la propia corteza continental.

Los fluidos magmáticos derivados de cuerpos intrusi- vos someros relacionados con la formación de depósitos epitermales (AS, SI o BS) experimentan en profundidad una desmezcla (Figura 9; Hedenquist y Lowenstern, 1994; Gammons y Williams-Jones, 1997), durante la cual gran parte del agua y del H2S migran a la fase vapor. Éste, al enfriarse, se recondensa en forma de aguas de naturaleza mixta magmática-meteórica, ricas en H2S y, en consecuen- cia, con un alto potencial de disolución y removilización de cantidades significativas de oro en forma de complejos tiosulfurados (Gammons y Williams-Jones, 1997). Los fluidos resultantes originan depósitos de AS, SI o BS (ver Figura 10) en la parte superior de la corteza, según la ca- pacidad de tamponamiento del pH por parte de las rocas encajonantes. En el caso de los de BS y SI se asume una

Sn, W

Mo, F Au, Ag

Cu, Au

Me

5-7 km

Enriquecimiento en metales base

TIPOS DE CÁMARAS

Derivada del manto

Derivada de la corteza

Sistemas hidrotermales

minerales

Alto contenido de S, Cu, CO2

en el fundido

hidrotermal de la corteza

Prisma de

Corteza

Corteza

Zona de parcial

FUENTES DE METALES Y EN MAGMAS DE ARCO

La

de los sedimentos

subducidos

Cl, H 2 O, etc.

e

de SO4 , metale

s, etc

parcial del prisma de manto metasomatizado

e nt

re lo

s fu

nd id

os a

sc en

de nt

es

y la

c or

te za

Arco volcánico continental

Dorsal centro-oceánico Zona de subducción

Corteza continental (50-70 km de grosor)

Figura 8. Características de los depósitos epitermales ácidos (alta sulfuración) y alcalinos (baja e intermedia sulfuración), en función de la profundidad de formación en depósitos individuales; en ocasiones, también aproximables a variaciones dentro de un mismo depósito. Adaptado de Hedenquist et al. (2000).

Depósitos epitermales 43

“neutralización primaria” durante la migración de los flui- dos a través de la corteza, ya sea que dichos fluidos sean de- rivados de cuerpos intrusivos someros o profundos (Figura 11; Hedenquist y Lowenstern, 1994). Esta neutralización se traduce en las rocas encajonantes como alteraciones de varios tipos, incluyendo el tipo ácido-sulfato. Por lo tanto, resulta lógico pensar que al menos una cierta parte de los componentes químicos de dichos fluidos provienen de la lixiviación del encajonante. Como se verá más adelante, este hecho puede comprobarse mediante el estudio de la composición isotópica de algunos elementos, como el plomo (Hayba et al., 1985).

9. Transporte de metales

La especie −2Au(HS) es muy estable a pH aproxima- damente neutro, según la reacción

,

lo que indica que cantidades de oro geológicamente sig- nificativas, en cuanto a su capacidad de poder originar depósitos económicos, pueden ser transportadas por un fluido hidrotermal típico (Shenberger y Barnes 1989). En condiciones más ácidas, como las de los epitermales de AS o en las zonas “de raíz” de los fluidos ascendentes en epitermales de BS y SI, la especie AuHS0 es la dominante (Benning y Seward, 1996; Giggenbach, 1997), aunque los fluidos en los de AS estén relativamente oxidados y sean de salinidad ligeramente superior (Hedenquist et al., 1998) a la normal, según la reacción

.

Sin embargo, en un rango de temperatura de 250 a 350ºC, condiciones muy comunes para la formación de de- pósitos epitermales, la especie portadora de oro dominante será 02HAu(HS) en la mayoría de condiciones de deposición mineral en que los fluidos se encuentran en equilibrio con pirita y/o pirrotita (Figura 12; Hayashi y Ohmoto, 1991). En el mismo rango de temperatura, la especie −2Au(HS) será más importante para el transporte de oro que 02HAu(HS) a pH > 5.5. Sólo en un fluido rico en cloro, pobre en H2S y con un pH ligeramente ácido (< 4.5) para un rango de temperatura de 250-350ºC, el oro será transportado como complejo clorurado (Hayashi y Ohmoto, 1991; Gammons y Williams-Jones, 1995), según la reacción,

,

en cuyo caso se espera que el oro esté asociado con un alto contenido de plata y metales básicos, ya que se considera que Ag, Pb, Cu y Zn son transportados predominantemente como complejos moleculares clorurados (Barnes, 1979;

+−−+ +↔++ HAu(HS)HSSHAu 22

++ +↔++ HAuHSSHAu 02

Ruaya y Seward, 1986; Seward, 1976 y 1984). Para los metales básicos en concreto, el tipo de complejo clorurado que los transporta depende decisivamente de la relación Ca2+/Na+ que haya en el fluido (McKibben y Williams, 1989). Reed (1992) considera seis tipos de fluidos diferen- tes (definidos por sendos rangos de interacción con el enca- jonante) a partir de los cuales se puede originar deposición mineral en el ambiente epitermal mediante fenómenos de ebullición: tres de ellos formarían epitermales de BS y, otros

L V

S1

V

L S1

S2

S3

H2O-NaCl

vapor

halita Aerosoles

Satsuma- Iwojima,

White Island, Nueva Zelanda

Fluido

0

500

1000

1500

0

1.5

3.0

4.5

0.01 0.1 1 10 100

Salinidad (wt.% NaCl equiv.)

Inclusiones fluidas en

a)

b)

Pr es ió n (b ar es )

Profundidad (km

)

Figura 9. Composición de los fluidos inmiscibles en el sistema agua-NaCl (Pitzer y Pabalan, 1986) en función de la presión, a 800º y 600ºC. La profundidad aproximada está considerada para un gradiente litostático. El fluido magmático hipotético considerado en el círculo negro tiene una salinidad de ~5 wt.% NaCl equiv. y está a una presión de ~1500 bares. Este fluido se exsuelve del magma a 800ºC y se descomprime isotérmicamente. De este fluido se separan un vapor y un líquido hipersalino. Los metales se fraccionan al líquido como complejos clorurados, mientras que los componentes volátiles se fraccionan preferencialmente a la fase vapor. Siguiendo una pauta de descompresión isotérmica (flechas blancas) el líquido progresivamente deviene más salino, y el vapor menos, debido a la condensación de líquido rico en NaCl a partir del vapor. Los vapores de alta temperatura en fumarolas volcánicas contienen <100 ppm NaCl y son pobres en metales, mientras que los vapores a altas presiones que acompañan las erupciones volcánicas son relativamente ricos en NaCl y metales (por ejemplo, White Island; Hedenquist et al., 1993). Las zonas sombreadas indican las composiciones de inclusiones fluidas a temperaturas y presiones típicas de depósitos metalíferos en pórfidos. Los esquemas de inclusiones fluidas representan a las inclusiones que pueden encontrarse en esos campos: arriba, inclusión rica en vapor (V) con un líquido condensado de baja salinidad (L) y un sólido atrapado (S); abajo, inclusión hipersalina, con un líquido (L) sobresaturado en NaCl y tres critales hijos (S1, S2 y S3), el mayor de los cuales es halita. Adaptado de Hedenquist y Lowenstern (1994).

Camprubí y Albinson44

tantos, epitermales de AS. Según este autor, el transporte de oro como complejo clorurado sólo es importante en dos de los tres fluidos que pueden originar epitermales de AS, pero no en los otros fluidos considerados. A 500ºC y 1 kbar de presión, en un modelo isobárico, la solubilidad del oro está dominada efectivamente por la especie −2AuCl (Gammons y Williams-Jones, 1997). Durante el ascenso y el consecuente enfriamiento conductivo de estos fluidos, según su conte- nido de H2S puede que éstos se encuentren, bien dentro del campo de estabilidad de la pirita, o bien dentro del de la magnetita. En el primero de estos casos, el complejo portador de oro que será predominante en la solución ya no será −2AuCl , sino

− 2Au(HS) (Hayashi y Ohmoto, 1991;

Gammons y Williams-Jones, 1997), siguiendo su camino ascendente hacia el ambiente epitermal. En el segundo caso, la solubilidad del oro disminuirá de forma constante hasta una temperatura alrededor de 300ºC, por lo que su precipitación se producirá en profundidad (Gammons y Williams-Jones, 1997). Así pues, no parece posible que, en los epitermales de BS o SI dominados por Ag-Pb-Zn, el oro pueda ser transportado mediante el mismo tipo de complejos que estos metales hasta el ambiente epitermal.

Un pH de los fluidos mineralizantes cercano a la neu- tralidad y contenidos en cloro como los reseñados arriba se corresponden con muchos de los epitermales de BS y SI de México (Hedenquist, 1991), en los que la mineralización está además asociada a fluidos con salinidades de hasta el 23 wt.% NaCl equiv., bastante superiores por lo común a las establecidas típicamente en epitermales de estos tipos (Hedenquist y Henley, 1985a; Simmons, 1995; Albinson et al., 2001).

10. Mecanismos de precipitación mineral y cómo reconocerlos

Por lo común se consideran dos mecanismos físicos prin- cipales para la precipitación mineral en depósitos epiterma- les: ebullición y mezcla de fluidos (Giggenbach y Stewart, 1982). Estos mecanismos no suelen presentarse desligados, sino que se complementan produciendo la deposición mi- neral (Plumlee, 1994). Por mezlca de fluidos en cuanto a la precipitación mineral dentro del ambiente epitermal debe entenderse una mezcla dentro del ambiente epitermal entre aguas meteóricas descendentes y unos fluidos hidrotermales ascendentes, sea cual sea el origen de estos últimos. Los fluidos hidrotermales puede ser en sí mismos el resultado de la mezcla en profundidad de aguas meteóricas y magmá- ticas (ver Hedenquist y Lowenstern, 1994; Simmons, 1995; Gammons y Williams-Jones, 1997).

10.1. Ebullición

En base a estudios termodinámicos y al conocimiento de los sistemas geotérmicos actuales, se considera que existen

cuatro evidencias mineralógicas y texturales principales que son indicativas de ebullición (Browne y Ellis, 1970; Browne, 1978; Henley, 1985; Hedenquist, 1986, 1991; Cathles, 1991; Simmons y Christenson, 1994; Hedenquist et al., 2000):

1. Presencia de calcita hojosa, generalmente reempla- zada por cuarzo: indica que ha ocurrido ebullición, que resultó en la pérdida de CO2, y la subsiguiente saturación en calcita, según la reacción

;

2. Presencia de adularia: indica que ha ocurrido ebulli- ción, causando un aumento de pH debido a la pérdida de CO2, pasando del campo de estabilidad de la illita al de la adularia (Figura 13), según la reacción

;

sin embargo, según aseguran Dong y Morrison (1995), la sola presencia de adularia en un depósito epitermal de BS no asegura automáticamente que se haya producido ebullición, ya que algunos tipos morfológicos de adularia pueden haberse producido bajo condiciones de cristaliza- ción lenta, lo cual invalidaría la existencia de ebullición. Por ello, no basta la identificación de este mineral para deducir la existencia de ebullición, sino que se precisa de su identificación morfológica. Según Dong y Morrison (1995), las morfologías de adularia aptas para inferir la existencia de ebullición son la pseudoromboédrica y la pseudoacicular.

3. Presencia de truscottita (silicato de Ca y Al hidra- tado): este mineral se ha hallado asociado con menas de oro de alta ley, y es estable sólo cuando la concentración de sílice excede la saturación en cuarzo, lo cual constituye otra evidencia indirecta de ebullición (Izawa y Yamashita, 1995);

4. Presencia de sílice amorfa o de calcedonia: indica que se ha producido un enfriamiento brusco del fluido, a temperaturas de deposición entre 100 y 190ºC (White y Hedenquist, 1990), y una sobresaturación de sílice en el fluido que también puede indicar ebullición. La presencia de texturas de cuarzo heredadas de geles de sílice puede ser buena indicadora de ebullición en el ambiente epiter- mal (Dong et al., 1995), aunque lo más adecuado es que esta evidencia esté en consonancia con otras evidencias mineralógicas para mayor confiabilidad.

Cabe resaltar que la presencia de adularia suele notarse por encima de la de calcita hojosa, o de sus fantasmas (e. g. Camprubí et al., 2001b), lo que es consistente con el consumo del ácido carbónico del líquido durante la precipitación de la calcita hojosa, que provoca el desplazamiento efectivo de las condiciones de estabilidad mineral desde el campo de estabilidad de la illita al de la adularia (Figura 13; Browne y Ellis, 1970; Hedenquist,

2HO12H(adularia)O3KAlSi 2KSiO6H(illita)(OH)OSiKAl

283

4421033

++ →+++

Depósitos epitermales 45

1986). También pueden encontrarse íntimamente asociadas (Etoh et al., 2002). En base a estudios experimentales y la comparación de éstos con las evidencias en sistemas naturales (Sakharova et al., 1994), se ha indicado que la asociación de cuarzo-adularia puede ejercer además de “trampa química” para la precipitación de oro en el ambiente epitermal.

En los depósitos epitermales de AS, en la zona de mena debida a ebullición, en cuanto pueden formarse silicatos se depositan típicamente sericita, dickita y/o kaolinita junto con el cuarzo poroso que contiene típicamente la mena (Hedenquist et al., 2000), constituyendo una asociación mineral diagnóstica.

Otras evidencias indirectas de ebullición durante la deposición mineral son la presencia de horizontes de altera- ción ácida debidos a aguas calentadas por vapor (Buchanan, 1981) y, hasta cierto punto, la presencia de brechas de fracturación hidráulica (Hedenquist y Henley, 1985b). En depósitos que hayan experimentado poca erosión, pueden reconocerse alteraciones ácidas (kaolinita-alunita) en super- ficie, como expresión de ebullición en profundidad, tanto

en depósitos epitermales de AS como de SI o BS. Ello es debido a que el H2S liberado en la ebullición migra con la fase vapor hacia la superficie, oxidándose para producir H2SO4 (ácido sulfúrico) en la zona de vadosa (Schoen et al., 1974) y dando lugar a aguas ácido-sulfatadas calentadas por vapor. Esta alteración suele mimetizar la distribución de la zona de vadosa, formando un cuerpo tabular subhori- zontal (Schoen et al., 1974; Buchanan, 1981; Sillitoe, 1993; Hedenquist et al., 2000), cuya distinción de los halos de alteración ácido-sulfatados alrededor de cuerpos minerali- zados en epitermales de AS es crucial para la localización de cuerpos mineralizados.

Aparte de las evidencias mineralógicas y texturales, la ebullición puede ponerse igualmente de manifiesto mediante el estudio petrográfico y microtermométrico de inclusiones fluidas o a partir de las relaciones entre los gases contenidos en ellas. Si en las zonas de ebullición se produce el atrapamiento de inclusiones fluidas, en éstas se presentará un amplio rango de variación de las relaciones líquido/vapor (Hayba et al., 1985). Cabe destacar que, de hallarse sólo inclusiones muy ricas en vapor e inclusiones

a) b)

aguas meteóricas frías

alteración argílica avanzada

alteración potásica

alteración sericítica

salmuera

magma

aguas meteóricas, circulación profunda

aguas meteóricas frías

alteración potásica aguas

meteóricas, circulación profunda

alteración argílica avanzada

alteración fílica

H S2 SO2 HCl

BS SI

AS

salmuera

magma residual

Figura 10. Sumario de los dos principales estadios de evolución de un sistema porfídico-epitermal. A: Intrusión de magma a escasa profundidad (~4 km?), que se traduce en superficie como actividad fumarólica y erupciones volcánicas intermitentes. Los fluidos magmáticos se exsuelven durante la cristali- zación del fundido y emergen a partir de la zona de alteración potásica y desmezcla. El oro se fracciona a la salmuera como AuCl2-, y puede precipitar en en la zona de alteración potásica por pérdida conductiva de calor (enfriamiento conductivo), mezcla de aguas y/o ebullición. Al mismo tiempo, el ascenso de vapor rico en H2S provoca la alteración fílica en las rocas encajonantes, así como la sulfuración del hierro férrico transformándolo en pirita. A niveles someros, la mezcla con aguas meteóricas frías provoca la condensación del vapor, formando aureolas de alteración argílica avanzada. B: El fundido saturado en agua se ha retraído a mayor profundidad, permitiendo así la invasión del sistema por aguas meteóricas calentadas (de cirdulación profunda o “evolucionadas”), lo cual provoca la superposición de la alteración filítica sobre la zona de alteración potásica anterior (A). El H2S y otros volátiles magmáticos ya no llegan a la superficie por ser condensados mediante su mezcla con aguas meteóricas, aumentando la capacidad de éstas para removilizar el oro depositado en la zona potásica (A). La migración de las aguas meteóricas enriquecidas en metales y H2S acaba formando depósitos epitermales alcalinos (baja e intermedia sulfuración) o ácidos (alta sulfuración), según si los fluidos y las rocas encajonantes tienen o no capacidad suficiente para neutralizar los volátiles ácidos, como HCl y SO2 (Gammons y Williams-Jones, 1997).

Camprubí y Albinson46

muy ricas en líquido, sin inclusiones con relaciones líquido/ vapor intermedias, es más posible que nos encontremos en una situación que refleja más bien un proceso de estrangu- lamiento de las inclusiones fluidas (o necking). En un caso similar es preferible optar por la cautela y no deducir que constituye evidencia de ebullición. La presencia de agru- paciones de inclusiones fluidas todas ellas ricas en vapor, en cambio, sí constituye una mejor evidencia de ebullición. No siempre es posible encontrar inclusiones fluidas den- tro de la propia zona de ebullición, pero pueden hallarse formas indirectas para evidenciar la existencia de este me- canismo de precipitación. Puesto que durante la ebullición se produce la separación de una fase vapor, hacia la cual se fraccionarán mayoritariamente los componentes más volátiles, y de una fase líquida, que resultará más salina, cabe esperar encontrar inclusiones líquidas relativamente salinas en minerales precipitados con posterioridad en la secuencia paragenética a inclusiones líquidas menos sali- nas, sin que haya necesariamente variaciones significativas en sus temperaturas de homogeneización. La existencia de una sucesión como la expuesta también puede implicar la entrada de fluidos en un nuevo pulso hidrotermal sin relación alguna con la ebullición, con lo que el estudio de inclusiones fluidas tiene que apoyarse generalmente en

otros métodos de análisis geoquímico (estudio de isótopos estables, geoquímica de gases, etc.).

Si se ha producido la ebullición de un fluido hidroter- mal, el fraccionamiento isotópico entre las fases líquida y vapor separadas inducirá a cambios en la composición isotópica de los fluidos resultantes. La magnitud del cambio isotópico del fluido hidrotermal depende de la temperatura a la cual se produce la ebullición, así como de la relación líquido/vapor en el sistema. La relación líquido/vapor, a su vez, depende esencialmente de la entalpía del fluido inicial, del intérvalo de temperaturas en que ocurre la ebullición y del mecanismo de separación del vapor (Matsuhisa, 1986). Dichos mecanismos de separación pueden resumirse en (1) separaciónmonoepisódica, (2) separación contínua, y (3) separación multiepisódica (Truesdell et al., 1977). La separación monoepisódica se produce cuando líquido y vapor coexisten, separándose a una cierta temperatura y produciendo un fraccionamiento isotópico considerable (Truesdell et al., 1977; Giggenbach y Stewart, 1982). Este es el caso más común en depósitos epitermales. La separación contínua se produce cuando el vapor migra contínuamente a medida que se va formando, de forma que los fluidos evolucionan siguiendo la curva de ebullición determinada por su composición (Figura 14), en cual caso

CO2, H2S

SO2, HCl, CO2

CO2, HCl, S

1 km (escala aproximada)

Surgencias termales

Sistemas geotérmicos

Sistemas volcánicos-hidrotermales

Lago de cráter

Epitermal de bajaSulfuración Ag, Au Eb ull

ici ón

Fluidos ácidos

Neutralización primaria

Epitermal de alta sulfuración Au, Cu

Pórfidos Cu (Mo, Au) Exsolución de fluidos magmáticos salinos

Flujo de líquido

Vapor ascendente

Alteración ácida

Aguas m eteóricas

Figura 11. Esquema geológico mostrando las intrusiones sub-volcánicas someras, un estratovolcán asociado, y los ambiente inferidos para la formación de depósitos metalíferos en pórfidos y de depósitos epitermales. Los sistemas volcánicos-hidrotermales activos se extienden desde la exsolución de fluidos en los magmas hasta las fumarolas y las surgencias ácidas, e incluyen los ambientes de formación de los depósitos metalíferos en pórfidos y/o los depósitos epitermales de alta sulfuración. En cambio, los depósitos epitermales de baja sulfuración se forman a partir de sistemas geotérmicos, que se caracterizan por presentar fuentes termales y géiseres de pH neutro, como los de Yellowstone (Hedenquist y Lowenstern, 1994; Hedenquist, 1996).

Depósitos epitermales 47

los efectos de fraccionamiento isotópico son mínimos. La separación multiepisódica es un mecanismo “intermedio” entre los dos anteriores, y también lo son los efectos que produce. Sin embargo, según Truesdell et al. (1977), el cambio en la composición isotópica del oxígeno del fluido producido por ebullición no es mayor del 2‰ a tempera- turas superiores a 100ºC.

El fluido hidrotermal es reducido en profundidad y, dado su carácter prácticamente neutro, su salinidad relativamente baja y su contenido relativamente alto en H2S gas, el oro se encontrará en solución como complejos tiosulfurados (Henley, 1985; Gammons y Williams-Jones, 1997). La “li- beración episódica de presión” (Buchanan, 1981) conlleva un proceso de ebullición, que se traduce en un enfriamiento, una pérdida de gases que migran con el vapor de agua y un aumento en el pH de la solución. También se ha des- crito la posible existencia de ebullición debida a la caída de la presión hasta condiciones hidrostáticas, asociada a un descenso del nivel de aguas freáticas (Fournier, 1987). De este modo, la curva de ebullición para una salinidad concreta se sitúa a mayor profundidad con lo que, un fluido situado por debajo de la curva de ebullición original puede encontrarse por encima de la nueva curva, produciéndose una repentina y vigorosa ebullición.

La pérdida de H2S gas subsiguiente al fenómeno de ebullición será la causa de la saturación del oro y su preci- pitación (Reed y Spycher, 1985; Seward, 1989; Shenberger y Barnes, 1989; Cooke y Simmons, 2000; Hedenquist et al., 2000), según la reacción

.

La predicción de la precipitación de oro a partir de ebullición se confirma en sistemas geotérmicos activos (Hedenquist, 1991; Simmons y Christenson, 1994). Sin embargo, el aumento de pH debido a la pérdida de CO2 provoca un incremento en la solubilidad del oro, lo cual explicaría el porqué de la ausencia de oro a la profundidad en que se produce la inmiscibilidad entre los fluidos ascen- dentes. Este proceso continua hasta que la pérdida de H2S se convierte en el control principal de la solubilidad del oro (Seward, 1989), aunque la ebullición está condicionada al sellado del sistema. Dado este caso, vuelve a aumentar la presión, inhibiéndose el proceso de ebullición (Dong et al., 1995). Ésta también puede terminar cuando el enfriamiento conductivo del sistema y el aumento de salinidad del fluido acuoso remanente conllevan la aparición de una nueva curva de ebullición (Fournier, 1987).

10.2. Mezcla de fluidos

La mezcla de los fluidos profundos con aguas frías marginales o con aguas freáticas calentadas por vapor, tanto si son de carácter ácido-sulfatado como carbonatado (ricas en CO2), también puede provocar la saturación del

222 H2 1Au(HS)HSSHAu +↔−++ −

oro. Sin embargo, si los fluidos ascendentes ya han expe- rimentado un proceso de ebullición más o menos extenso antes de su dilución por parte de aguas superficiales, dichos fluidos pueden haber perdido ya su potencial mineralizan- te (Hedenquist, 1991). Esta sucesión de procesos se ha propuesto como explicación para la común incidencia de mineralización económica de metales preciosos y básicos en las “vetas profundas en estado de ebullición” en México, y la notable escasez o ausencia de contenidos metálicos en las incidencias de epitermalismo somero tipo hot spring (Albinson et al., 2001).

Existen modelos experimentales (Brown, 1989; Spycher y Reed, 1989) en los que se indica que la mezcla de fluidos ascendentes clorurados, de pH aproximadamente neutro (carácter de los fluidos que originan los epitermales de BS), que contengan oro, con aguas freáticas ácidas y sulfatadas, constituye un mecanismo muy eficiente para la precipitación de oro. Esta mezcla resulta en el desarrollo de alteración argílica avanzada, que puede incluir la presencia de alunita (Hedenquist, 1991). A pesar de todo, contraria- mente al caso de epitermales de AS, es muy poco frecuente encontrar este tipo de alteración en asociación directa con mineralizaciones económicas en epitermales de BS o SI, como se evidencia en las relaciones sobre la mineralogía de las gangas y de las alteraciones asociadas a la precipitación mineral. La presencia de alteraciones del tipo ácido-sulfato en epitermales de BS y SI se asocia comúnmente, bien a aguas freáticas ácidas y sulfatadas calentadas por vapor a niveles muy someros, sin mineralización asociada, o bien se trata de una superposición tardía asociada al colapso de las aguas calentadas por vapor durante hiatos en el hidro- termalismo ascendente y/o, especialmente, cuando cesa y colapsa al final el sistema hidrotermal. La presencia de etapas estériles con calcita cristalina (no hojosa) en fases de formación tardías y entre etapas productivas, como se observa en Fresnillo, podría interpretarse precisamente como influjos de aguas carbonatadas descendentes durante hiatos del hidrotermalismo de fluidos clorurados ascenden- tes (Simmons, 1991).

En contraste con la existencia de múltiples indicadores mineralógicos de ebullición, especialmente en depósitos de BS y SI, no hay tales indicadores para la existencia de mezcla. Aún así, se han reportado en numerosas ocasio- nes evidencias de mezcla de fluidos tanto en depósitos de BS como de SI o AS en base a datos microtermométricos de inclusiones fluidas e isotópicos de O y H (e. g. Deen et al., 1994; Arribas, 1995; Mancano y Campbell, 1995; Camprubí et al., 2001b), como factor posible para la precipitación mineral. La mezcla de fluidos en la zona de menas se encuentra generalmente restringida a fases tardías durante el colapso del sistema hidrotermal, lo que permite el descenso y percolación de aguas calentadas por vapor, y la producción de ganga de carbonatos o sul- fatos (Cooke y Simmons, 2000). Sin embargo, sigue sin poderse determinar con claridad si la mezcla de fluidos es responsable de la deposición de menas, de la deposición

Camprubí y Albinson48

de minerales de ganga, o del enriquecimiento en metales en aguas subterráneas.

La mezcla de los fluidos ascendentes con aguas calen- tadas por vapor ricas en CO2 o bien aguas freáticas frías suele provocar la precipitación de los metales remanentes en solución, distribuyéndose en halos marginales o por debajo de la zona de formación de las aguas ácidas y sul- fatadas. Estos halos suelen ser de carácter subeconómico, pero llegan a tener contenidos de metales preciosos que pueden ser económicos sólo que, en este caso, y como

se ha explicado anteriormente, se asocian directamente a ebullición de fluidos clorurados ascendentes (Schoen et al., 1974; Buchanan, 1981; Sillitoe, 1993; y otros autores en Hedenquist, 1991). La mezcla de fluidos, en definitiva, sí puede tener un papel importante en la precipitación mineral, aunque tal vez restringido a las partes más someras de un sistema epitermal, excepto en zonas con relieves pronuncia- dos, en los que estas aguas pueden penetrar hasta grandes profundidades a lo largo de fracturas (Reyes, 1990, 1991; Hedenquist et al., 1992).

-7

-6

-5

-4

-3 pirrotitapirita

(FeO) (FeO1.5)

roca

Au-Ag de baja t

enn ant ita

ena rgit

a

cal cita

anh idri

ta

Au de alta

H2S

H2SO3

magneti ta

hematite s

de alta

+ Cu

ca lco pir ita

bo rni ta

pir ita

alu nit a

ga s

HA u( SH

) 2 Au

Cl 2

Lagos de

100 200 300 400

re du

ci do

ox id ad o

1000

100

10

100 1000 10000 100000

1

10

100

1000 1 10

100 100

0

Ag

Au

Sistemas ricos en Au

Si ste

m as

ric os

en A g

y Zn

-P b

Fluidos hidrotermales naturales

kg)

Temperatura (°C) [Cl] (mg/kg)

[S ]( m g/ kg )

lo g[ f( H )/f (H

O )]

2 2

Figura 12. Izquierda: Diagrama temperatura-potencial redox para los fluidos limitados entre el tampón oxidado de gases volcánicos y el tampón de rocas reductor (Giggenbach, 1992b; Hedenquist et al., 1994b; Hedenquist et al., 1996). El lixiviado de alta sulfuración y la alteración alunita-pirita tienen lugar bajo condiciones oxidantes; la precipitación de enargita también se produce en condiciones relativamente oxidantes. La precipitación de oro se produce típicamente de forma tardía en muchos depósitos epitermales de alta sulfuración, asociada a condiciones relativamente reductoras (próximas al campo de estabilidad de la tennantita), posiblemente debido al cese de aporte de fluidos oxidantes y ácidos de origen magmático y/o debido a interacción fluido-roca. Los fluidos de baja e intermedia sulfuración, en cambio, son reductores; los componentes magmáticos oxidantes reaccionan con las rocas encajonantes, siendo neutralizados por debajo del ambiente epitermal (Giggenbach, 1992b). El oro se transporta mediante complejos tiosulfurados bajo condiciones relativamente reductoras (por encima de la línea discontínua); bajo condiciones relativamente oxidantes (o en pH bajos o salinidades altas), los complejos clorurados de oro son los dominantes. Derecha: Solubilidades de Au, Ag y Zn en función de las concentraciones de cloro y azufre, bajo condiciones redox y de pH de baja sulfuración (Henley, 1991). Las soluciones pobres en Cl típicas de depósitos epitermales de baja sulfuración ricos en Au (Hedenquist y Henley, 1985a) transportan Au como complejos tiosulfurados, pero no tienen capacidad para transportar muchos metales básicos, que se transportan mediante complejos clorurados.

Depósitos epitermales 49

11. El problema de las formaciones silíceas y las alteraciones ácidas superficiales y subsuperficiales

La presencia de formaciones silícicas estructural y texturalmente similares a las que se forman en superfície en zonas de descarga hidrotermal actuales y recientes (e. g. Yellowstone, E.U.A., o la zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda) se ha venido utilizando como criterio de prospección para depósitos epitermales. La adscripción de zonas de silicificación a la categoría de sínteres es contro- vertida en muchos casos, debido a factores intrínsecos de su naturaleza, como son la fragilidad y alta susceptibilidad a la erosión de estas estructuras, de lo que deriva su relativa escasez o su registro parcial o, inclusive, su no adscripción a todos contextos volcánicos en que se producen depósitos epitermales. Es por ello que sólo una detallada descripción de las características morfológicas y texturales de cuerpos de sílice atribuibles a dicho origen puede realmente per- mitir el uso del témino “sínter”, con las implicaciones que éste tiene.

Clásicamente se ha definido como “sínter” un conjunto de rocas o formaciones de de origen químico o bioquímico formadas por la precipitación en superficie de sílice amorfa (geiserita) y/o carbonatos (travertino o toba hidrotermal), a partir de soluciones hidrotermales saturadas en sílice que descargan fluidos de carácter neutro o ácido, tanto en la surgencia de las mismas como en sus cercanías. La formación de estos depósitos suele tener un carácter esta- cional, dependiendo de las variaciones de profundidad del nivel freático según el régimen hidrológico al que se halla sometido, así como del propio régimen pulsátil del sistema hidrotermal. Pueden tener asociados sulfuros de metales básicos (Fe, Pb, Zn, Cu), contenidos anómalos en metales preciosos (Sherlock et al., 1995) y suelen presentar fuertes anomalías en Hg, As y Sb. En las fuentes termales el tipo de sílice dominante es ópalo-A, amorfo e hidratado con cantidades variables de agua. Su precipitación se produce cuando los fluidos hidrotermales saturados en sílice sur- gen en superficie a partir de géiseres o fuentes termales, se enfrían y se evaporan con la consiguiente sobresatura- ción en sílice amorfa (White et al., 1965). Otros factores, como cambios de pH en los fluidos, la presencia de otros compuestos minerales en solución, de materia orgánica, o bien la mediación de organismos vivos como algas o cianobacterias pueden provocar su precipitación (Walter et al., 1972; Jones et al., 2001a; Konhauser et al., 2001; Yee et al., 2003; Canet et al., 2005b).

Los sínteres presentan morfologías muy variadas dependiendo del tipo de surgencia y de la topografía de la zona (White et al., 1989), desde masas bulbosas hasta terrazas con frentes estalagtíticos. En general, se trata de depósitos lenticulares con zonas de reemplazamiento planar de las rocas encajonantes, extendiéndose hasta cientos de metros horizontalmente y decenas de metros verticalmente (Panteleyev, 1996). Bajo estos depósitos se encuentran los sistemas alimentadores, en forma de cono o prisma,

constituidos por stockworks y vetas de cuarzo centrados en zonas de fractura (Figura 5). En las rocas encajonantes, las alteraciones hidrotermales asociadas a este tipo de sistemas suelen ser múltiples episodios de silicificación, alteración argílica y, menos comúnmente, asociaciones de alteración argílica avanzada con cuarzo, caolinita y, raramente, alunita (Panteleyev, 1996). Hacia los flancos de estos sistemas, o en profundidad, se encuentra alteración propilítica con clorita, óxidos de Fe, zeolitas y escasa adularia. Cerca de la superfície, puede haber importantes acumulaciones locales de selenita, alunita y otros sulfatos, junto con azufre nativo. Los sínteres suelen presentar marcadas laminaciones y una gran variedad de estructuras a microescala. Dado que la precipitación de sílice para formar sínteres se produce bajo una delgada lámina de agua de grosor variable, es muy común hallar una gran variedad de restos vegetales, coprolitos, oncoides y “huevos de géiser” (Renaut et al., 1996; Jones et al., 2001b), bioturbaciones, laminaciones algales, evidencias de oleaje, grietas de desecación y otras estructuras sedimentarias (Vikre, 1985; Camprubí et al., 2001c; Morales-Ramírez et al., 2003; Canet et al., 2005b). Igualmente, son comunes las estructuras geopeta- les. Asimismo, suelen aparecer brechificaciones locales de dimensiones variables, debidas a erupciones hidrotermales, posteriormente recementadas por la descarga de nuevas surgencias hidrotermales.

Con el tiempo y durante el eventual enterramiento del sínter, el ópalo-A cambia su estructura gradualmente a fases de sílice más estables y ordenadas, siendo reemplazado por ópalo-CT o cristobalita (ópalo-C) hasta cuarzo (Williams et al., 1985). Durante la transformación diagenética de los sínteres puede producirse igualmente la precipitación de cuarzo como cemento, a partir de fluidos percolantes sa- turados en sílice, modificando la fábrica original del sínter y sellando la porosidad remanente.

En los depósitos epitermales de BS y SI, y en los siste- mas hidrotermales actuales análogos a éstos, las estructuras de tipo sínter corresponden a los depósitos característicos más superficiales de dicho hidrotermalismo. Por ello, aunque estas estructuras no son exclusivas de los depó- sitos epitermales, su hallazgo en el contexto adecuado es de gran utilidad en la exploración para los mismos. En la prospección de estos depósitos, uno de los problemas que se presentan es reconocer entre sínteres silíceos “verdaderos” y “falsos”. Este último caso puede corresponder a depósitos de sílice de diferentes orígenes. En la Tabla 3 se enume- ran todos los tipos diferentes de alteraciones o depósitos silícicos que pueden hallarse en depósitos epitermales. Un caso particular son los resíduos de sílice (Sillitoe, 1993; Hedenquist et al., 2000; Herdianita et al., 2000), que con- sisten en niveles opalinos derivados de la lixiviación ácida de las rocas encajonantes debido a la condensación en la zona freática de vapores derivados de ebullición, tanto en depósitos epiermales de AS como de BS y SI. Como el único metal que se transporta de esa manera es Hg, estos depósitos no tienen interés económico y, además, el hecho

Camprubí y Albinson50

de ser identificados como sínteres lleva a interpretaciones incorrectas sobre las características paleohidrológicas de un depósito epitermal.

Otro tipo común de depósitos de sílice amorfa (no contemplado en la Tabla 3) son rocas de láminas muy delgadas, comúnmente sedimentos lacustres, derivados de silicificación penetrativa (Sillitoe, 1993). En muchos casos, estos depósitos son difícilmente distinguibles de la- minaciones de sílice similares formadas en sínteres, aunque carecen de características de sínter tales como la presencia de tapices algales, estructuras de escape de líquidos, etc. La identificación de sínteres in situ también puede ser obs- taculizada por los “sínteres transportados”, que se forman lejos de las surgencias hidrotermales debido a un relieve irregular o pronunciado. Para el caso, la presencia de bre- chificaciones de láminas de sílice recementadas por vetas o matriz de sílice tardías es una característica diagnóstica de sínter in situ. También se puede producir localmente una silicificación masiva de niveles porosos (Sillitoe, 1993). Por todo ello, es necesario realizar un reconocimiento morfológico y textural exhaustivo de cuerpos laminares de sílice parecidos a sínteres antes de poder utilizar tal denominación con propiedad, puesto que las implicaciones genéticas derivables de los diferentes tipos de cuerpos de sílice pueden ser muy diversas.

Debido a la alta susceptibilidad de los sínteres a la ero- sión en cuanto cesa la actividad hidrotermal, especialmente en lugares con un alto relieve topográfico o en ambientes áridos en el que el ópalo se deshidrata y se quiebra, estas estructuras no se conservan con facilidad. En el caso de

sistemas hidrotermales asociados a estratovolcanes andesí- ticos, debido a la variabilidad del relieve original en que se produce la actividad hidrotermal, la propia formación de sínteres suele ser excepcional (Bogie y Lawless, 1987; White et al., 1995). La mayoría de los depósitos epitermales conocidos hoy en día están situados alrededor del márgen Circum-Pacífico, asociados al termalismo tardío de los sistemas volcánicos félsicos e intermedios o bimodales (Mitchell y Garson, 1981) operantes en la región desde el Terciario (White y Hedenquist, 1990). A pesar de la rela- tiva abundancia de depósitos epitermales en dicha región, no es común la presencia de estructuras de tipo sínter o similares a no ser que los depósitos sean relativamente recientes, que hayan sido sepultados rápidamente por rocas sedimentarias o volcánicas, o bien que la zona tenga un bajo contraste de relieve topográfico o una baja tasa de erosión. La explicación del sepultamiento sería el caso, por ejemplo, de algunas áreas con epitermalismo de nivel alto en el Altiplano de México, con silicificaciones caracterís- ticamente correspondientes a raíces de sínteres, que fueron sepultadas por rocas piroclásticas cuya distribución areal es del orden de decenas de km (Albinson, 1998).

De forma análoga a los depósitos superficiales y sub- superficiales de sílice, los cuerpos superficiales o subsu- perficiales de alteración ácida compuestos por kaolinita y alunita (alteración argílica avanzada) pueden tener origenes diversos, y su distinción es importante para la exploración de depósitos epitermales. Los tres principales origenes de asociaciones de este tipo son (Sillitoe, 1993): (1) por condensación o disolución de volátiles magmáticos, forma-

Zoisita (epidota)

Saturación en calcita a 0.01 mCO2

Wairakita Wairakei

Saturación en calcita a 0.5 mCO2

Saturación en calcita a 0.1mCO2

Feldespato-K (adularia)

(Wairakei)

(Waiotapu)

(Broadlands)

Waiotapu Broadlands

Kaolinita Mica-K (illita)

1 2 3 4 5 6 7 8

T=250°C saturación en cuarzo

5

6

7

8

9

10

11

EBULLICIÓN

Montmorillonita-Ca

Figura 13. Relaciones de equilibrio entre minerales de alteración en sistemas geotérmicos actuales y depósitos epitermales de baja sulfuración (Hedenquist, 1986), según el diagrama de actividades del sistema CaO-K2O-Al2O3-SiO2-H2O (Henley y Brown, 1985).

Depósitos epitermales 51

das muy por debajo del nivel freático, (2) por lixiviación ácida somera, formadas por encima del nivel freático, y (3) mediante oxidación supergénica. Las asociaciones de este tipo formadas bajo el nivel freático en sistemas de alta sulfuración pueden contener mineralizaciones económicas o, más frecuentemente, disponerse en forma de halos alre- dedor de la mena. Las asociaciones de este tipo formadas por encima del nivel freático, tanto en sistemas de alta como de baja sulfuración, son estériles, aunque pueden estar asociadas a menas infrayacentes. En cambio, la formación de alteración argílica avanzada mediante alteración super- génica no necesariamente puede estar asociada con menas epitermales, aunque pueden contener mineralizaciones eco- nómicas, dependiendo de la posición de la mena respecto a la posición de la pirita que se ha oxidado. En la Tabla 4 se lista un compendio de las características distintivas entre las tres diferentes asociaciones de alteración argílica avanzada según su origen.

12. Origen de los fluidos mineralizantes

Los fluidos mineralizantes en los depósitos epitermales de BS son, por lo general, originados mayoritariamente a partir de aguas meteóricas. La química de los fluidos en campos geotérmicos actuales, de pH aproximadamente neutro, está determinada por la interacción de las celdas de convección del agua meteórica con las rocas encajonan-

tes a niveles intermedios, aunque normalmente se infiere una componente indeterminada de fluidos magmáticos en profundidad. En contraste, los fluidos mineralizantes en epitermales de AS son de origen mayoritariamente magmá- tico, pudiéndose mezclar con aguas meteóricas a diferentes profundidades. En el caso de los depósitos epitermales de SI, la composición de los fluidos a partir de los cuales se formaron es también intermedia, entre magmáticos y me- teóricos (Albinson et al., 2001; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003). Los fluidos formadores de depósitos epitermales pueden evolucionar desde un fluido temprano súmamente reactivo, que interacciona fuertemente con las rocas encajonantes en profundidad, hasta un fluido más re- ducido, eventualmente de carácter más bien correspondien- te a BS, que puede originar la mineralización. En ambos casos, los principales fluidos involucrados en la formación de los depósitos son, bien de origen magmático, bien de origen meteórico, aunque en algunos casos se han hallado contribuciones de agua marina, sea en depósitos epitermales o en sus análogos geotérmicos actuales (Bogie y Lawless, 1987; Müller et al., 2002). Uno de los principales problemas en el estudio de depósitos epitermales es la dificultad que entraña la detección de la componente magmática en los fluidos mineralizantes, debido a la escasez de evidencias diagnósticas de su intervención. Ello se debe a tres procesos geológicos principales (Simmons, 1995):

1. Las composiciones geoquímicas magmáticas pueden verse enmascaradas por la interacción agua/roca desde la separación de los fluidos magmáticos, en su camino desde el magma hasta el ambiente epitermal.

2. Las contribuciones magmáticas se debilitan con el tiempo, produciéndose a veces como pulsos, de tal forma que su preservación en la mineralización queda circunscrita a complejos bandeados interminerales y/o zonaciones in- traminerales, de escala centrimétrica a micrométrica.

3. Durante el cese de la actividad hidrotermal se puede “diluir” o borrar por completo las evidencias geoquímicas de las aportaciones magmáticas.

Para el caso, llega a darse la paradoja que, donde el magmatismo es más voluminoso, es también donde la preponderancia de las aguas meteóricas es más obvia. Ello es debido a que la existencia de una gran fuente magmática de calor provoca la formación de celdas de convección de agua meteórica con mayor recorrido y de funcionamiento más prolongado, que pueden llegar a borrar toda evidencia temprana que pudiera haber sobre la contribución de fluidos magmáticos (Hedenquist y Lowenstern, 1994).

A pesar de los problemas que conlleva la interpretación de los datos procedentes de los depósitos epitermales de AS, BS y SI, derivados en parte de los procesos geológicos a los que se ven sometidos los fluidos mineralizantes, es posible dilucidar el origen u orígenes de los fluidos mineralizantes. Dicha determinación puede realizarse a partir del análisis de los siguientes relaciones isótopicas y componentes quí- micos (Simmons, 1995): 3He/4He, N2-Ar-He, δ

18O, δD y la concentración total de Cl en los fluidos mineralizantes. El

100 150 200 250 300 1800

1600

1400

1200

1000

800

600

400

200

0

25wt.% NaCl equiv. 20wt.% NaCl equiv. 15wt.% NaCl equiv. 10wt.% NaCl equiv. 5wt.% NaCl equiv. 0wt.% NaCl equiv.

4wt.%CO2

Pr of un

di da d (m

et ro s)

T (°C) Figura 14. Curvas de ebullición del agua con diferentes contenidos de NaCl (Haas, 1971) y una curva de referencia al efecto producido por la presencia de CO2 en los fluidos (Henley et al., 1984).

No hay comentarios
Esta solo es una vista previa
3 páginas mostradas de 55 páginas totales
Descarga el documento