Depositos Epitermales en Mexico.pdf

Depsitos epitermales 27BOLETN DE LA SOCIEDAD GEOLGICA MEXICANA

VOLUMEN CONMEMORATIVO DEL CENTENARIOREVISIN DE ALGUNAS TIPOLOGAS DE DEPSITOS MINERALES DE MXICO

TOMO LVIII, NM. 1, 2006, P. 27-81

Depsitos epitermales en Mxico: actualizacin de su conocimiento y reclasifi cacin emprica

Antoni Camprub1,*, Tawn Albinson2

1 Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autnoma de Mxico, Campus Juriquilla, Carretera 57 km. 15.5, 76023 Santiago de Quertaro, Qro., Mxico

2 Exploraciones del Altiplano S.A. de C.V., Sinaloa 106 ofi cina 302, Colonia Roma Norte, 06760 Mxico, D.F. Mxico

*[email protected]

Resumen

La tipologa de yacimientos minerales ha sido tradicionalmente la ms importante para Mxico en trminos econ-micos, con renombrados depsitos de clase mundial como los de los distritos de Pachuca Real del Monte, Guanajuato, Fresnillo, Taxco, Tayoltita, y Zacatecas. Tambin es uno de los temas ms interesantes para la investigacin cientfi ca y para la exploracin de depsitos minerales, especialmente tras la determinacin de sus nexos genticos con otras tipologas como los depsitos metalferos en prfi dos y en skarns. Adems, los recientes ajustes en la denominacin y defi nicin de los tipos y subtipos de depsitos epitermales (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003), y la consiguiente defi ni-cin de inclusividades y exclusividades entre ellos, va a ser tema de discusin durante un tiempo, pues cualquier modelo de nuevo cuo necesita ser completado con evidencias adicionales. Como esquema general, Sillitoe y Hedenquist (2003) enfatizaron la estrecha asociacin entre depsitos en prfi dos y depsitos epitermales de sulfuracin alta e intermedia y, adems, sealaron que en ciertas reas (como la Great Basin de Nevada) los depsitos de sulfuracin intermedia y baja son mutualmente excluyentes en espacio y tiempo. En el caso de los depsitos epitermales de Mxico, los tipos de depsitos epitermales de sulfuracin 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 depsito. Estos depsitos son enteramente de edad terciaria, entre el Luteciano y el Aquitaniano-Burdigaliano (o Eoceno medio a Mioceno temprano, con la sola excepcin advertida de un depsito del Paleoceno), y su distribucin espacial y temporal mimetiza la propia evolucin del vulcanismo de arco continental de la Sierra Madre Occidental y la Sierra Madre del Sur. La inmensa mayora de los depsitos epitermales de Mxico pertenecen a los tipos de sulfuracin intermedia (SI) o baja (BS), y slo se han descrito algunos depsitos de alta sulfuracin (AS) en la parte noroccidental del pas (e. g. El Sauzal, Mulatos, Santo Nio, La Caridad Antigua, todos ellos en Sonora y Chihuahua). Dado que muchos depsitos epitermales en Mxico exhiben caractersticas compuestas de estilos de mineralizacin tanto de SI como de BS (y ocasionalmente tambin de AS), stos no pueden caracterizarse simplemente como depsitos de SI (depsitos polimetlicos asociados con las salmueras ms salinas) o depsitos de BS (fundamentalmente depsitos de Ag y Au asociados con salmueras de ms baja salinidad). As, en el presente trabajo proponemos el uso de una clasifi cacin emprica para depsitos de SI+BS (esto es, depsitos epitermales alcalinos/neutros) segn tres tipos de mineralizacin, que denominamos A, B, y C. El tipo A (o tipo de SI) comprende los depsitos formados a mayores profundidades a partir de salmueras altamente salinas, casi en ausencia de evidencias de ebullicin, y contiene exclusivamente mineralizaciones de SI, consistentemente de carcter polimetlico. El tipo B (o tipo de BS-SI) comprende los depsitos que exhiben predominantemente caractersticas de

MEXICANA A

.C.

SOCI

EDAD GEOLGIC

A

19042004

C i e n A o s

Camprub y Albinson2828

BS pero que contienen races polimetlicas de SI (Zn-Pb), y es el tipo de depsito epitermal ms abundante en Mxico. El tipo C (o tipo de BS) comprende los depsitos que slo exhiben mineralizaciones de BS, se formaron generalmente a partir de ebullicin en la parte superior de los depsitos a partir de salmueras de relativa baja salinidad, y son los que presentan contenidos ms altos en metales preciosos y ms bajos en metales bsicos.

En este trabajo se efecta una revisin completa del conocimiento acerca de los depsitos epitermales y las tcnicas de estudio de empleo comn (y no tan comn) en los mismos, en primer lugar a nivel general y, en segundo lugar, restrin-gindonos al mbito de los depsitos mexicanos. As, se contemplan aspectos como la mineraloga de menas y gangas, la estructura de los depsitos, los datos y el tipo de datos geotermomtricos obtenidos en ellos, las composiciones en istopos estables de los fl uidos mineralizantes y otros componentes, la qumica de los fl uidos y sus orgenes, y los mecanismos ms plausibles para la movilizacin de salmueras profundas y para la formacin de los depsitos en el ambiente epitermal. En la revisin sobre los depsitos epitermales mexicanos se trata de mostrar qu se conoce en la actualidad de los mismos, tanto como se trata de mostrar los numerosos huecos que permanecen sobre el tema. En Mxico existen literalmente cientos de depsitos epitermales de cualquier tipo, pero se cuenta con estudios multidisciplinarios detallados slo en un puado de ellos, y todos estos depositos pueden potencialmente proveer de informacin valiosa sobre las provincias me-talogenticas que los contienen, as como tambin acerca del origen y evolucin de estos depsitos como tipologa. As, no propiamente en el sentido de una revisin, el presente trabajo debe tomarse como una forma de estimular los muchos estudios an por realizarse en los depsitos epitermales de Mxico, y lo que se conoce de estos depsitos actualmente es slo un ejemplo de lo que puede hacerse.

Palabras clave: Depsitos epitermales, Mxico, vulcanismo de arco continental, Terciario, sulfuracin intermedia, baja sulfuracin, alta sulfuracin, polimetlico, metales bsicos, 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 scientifi c 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 defi nitions 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 sulfi dation deposits whereas, in certain areas (as the Great Basin in Nevada), intermediate and low sulfi dation deposits have been found to be mutually exclusive in time and space. In the case of epithermal deposits in Mexico, the intermediate and low sulfi dation 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 sulfi dation (LS) types, and only a few high sulfi dation (HS) de-posits have been described in the NW part of the country (i.e. El Sauzal, Mulatos, Santo Nio, 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 classifi cation 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 classifi cation, 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 fl uids and other components of the deposits, chemistry and sources for mineralizing fl uids, and the plausible mechanisms for the mobilization of deep fl uid reservoirs

Depsitos epitermales 29

1. Introduccin

No hay duda que, en la actualidad, los depsitos epiter-males se cuentan entre las tipologas de depsitos minerales de mayor inters, tanto a nivel econmico como cientfi co. Dicho inters se debe principalmente al hecho que estos ya-cimientos son portadores principales de oro y plata, adems 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 depsitos no dejan de aportar cantidades relativamente accesorias al mercado mundial, frente a lo que son los depsitos de la cuenca de Witwatersrand o en los greenstone belts, van cobrando relevancia a medida que se ahonda en su conocimiento y que nuevas reas son exploradas. Igualmente, la relacin gentica y temporal entre los depsitos epitermales y los depsitos metalferos en prfi dos (Arribas et al., 1995; Hedenquist et al., 1998; Sillitoe, 1999; Brathwaite et al., 2001; Mller et al., 2002; Strashimirov et al., 2002; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003; Simpson et al., 2004), representa un inters adicional para la exploracin de ambas tipologas en regiones favorables. El conocimiento de los sistemas geotrmicos activos, que constituyen los anlogos actuales de este tipo de depsitos, 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 depsitos epitermales (junto con los mesotermales) son los de mayor importancia global entre las diferentes tipologas de yacimientos de plata. Prueba de ello es que, pases cuyos yacimientos epitermales tienen la peculiaridad de ser muy ricos en plata, como Mxico y los E.U.A., han sido histricamente, y son actualmente, los mayores productores mundiales de este metal. Esto es especialmente signifi cativo en el caso de Mxico ya que, estando la minera para plata desarrollada mayormente en vetas epitermales, ocupa regularmente el primer lugar entre los pases productores desde el ao 1900 (Gonzlez-Reyna, 1956; Craig et al., 1996). Asimismo, la produccin total de plata en Mxico desde el siglo XVI excede ampliamente en cantidad a la de cualquier otro pas. En consecuencia, la investigacin en este tipo de depsitos es de gran im-portancia econmica para Mxico.

2. Concepto de depsito epitermal

El ambiente epitermal, tal como indica la propia etimo-loga de este trmino, se halla a escasa profundidad en refe-rencia a la superfcie terrestre y, en concreto, defi ne la parte superior de los sistemas hidrotermales naturales. Lindgren (1922, 1933) defi ni el trmino epitermal, caracterizando este tipo de depsitos minerales en funcin de la minera-loga de las menas y de sus caractersticas texturales, as como en sus propias reconstrucciones geolgicas. En la defi nicin que estableci para estos depsitos, Lindgren incluy numerosos yacimientos minerales de metales preciosos (con presencia o no de telururos o seleniuros), metales bsicos, mercurio y antimonio (con estibina como mineral principal). En tales trabajos ya se sugiri que se trataba de un tipo de depsitos metalferos formados a partir de fl uidos acuosos infl uenciados por emanaciones gneas a temperaturas relativamente bajas (


tanto, son de edad terciaria o posterior. Pero, a pesar de eso (ms bien, precisamente por eso), tambin indic que esa no es condicin sine qua non para otorgar tal nombre a un depsito determinado, puesto que los depsitos epiter-males no se encuentran encajonados nicamente en rocas de esa edad. Efectivamente, la mayora de los depsitos epitermales conocidos hoy en da estn situados alrededor del margen Circum-Pacfi co (Figura 1), asociados al terma-lismo tardo de los sistemas volcnicos operantes en dicho margen desde el Terciario (White et al., 1995). En su totali-

dad, los depsitos epitermales estn asociados directamente a mrgenes de subduccin activos en diferentes pocas geolgicas (Silberman et al., 1976; Sillitoe, 1977). Por ejemplo, en Europa la mayora de depsitos epitermales de relevancia estn ubicados en los Crpatos, tectnicamente asociados al cierre del Tetis durante la orognesis Alpina (Jankovic, 1997). En el mrgen occidental del Pacfi co (en contexto de arcos de islas), la mayora de depsitos epitermales se formaron durante el Mioceno superior, el Paleoceno y el Cuaternario (White et al., 1995), mientras

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epitermales alcalinos epitermales (alta )

CA

Figura. 1. Distribucin geogrfi ca de algunos depsitos epitermales cidos (alta sulfuracin) y alcalinos (baja e intermedia sulfuracin) en el mundo y en Mxico. El mapa de Mxico de la derecha contiene las relaciones Ag/Au de cada de los depsitos de baja sulfuracin en que esta informacin es disponible (referencias en Camprub et al., 1999). La zona sombreada en el mapa de Mxico defi ne el rea susceptible de contener depstitos epiter-males, segn las zonaciones metlicas de Pb-Zn-Ag, Au-Ag y Hg-Sb de Clark et al. (1982) y la distribucin de los yacimientos de este tipo conocidos (Camprub et al., 1999). Ver referencias acerca de la mayora de depsitos en Arribas (1995), Simmons (1995), White et al. (1995), Camprub (1999), Camprub et al. (1999, 2003a), Hedenquist et al. (2000), Albinson et al. (2001).


que en el mrgen oriental del Pacfi co y el Caribe (general-mente en contexto de arcos continentales), tienen edades entre el Cretcico y el Mioceno superior (Sillitoe, 1994). Esta diferencia de edades de los depsitos epitermales en una zona, la Circum-Pacfi ca, en cuyos mrgenes se vienen produciendo grosso modo los mismos procesos desde el Cretcico, es debida a la gran diferencia de tasa de erosin entre los arcos de islas y los arcos continentales o andinos, de uno a dos rdenes de magnitud mayor en el primer caso que en el segundo (Sillitoe, 1994; Hedenquist et al., 1996). En Australia, abundan los casos de depsitos epitermales paleozoicos (Wake y Taylor, 1988; Wood et al., 1990; White et al., 1995), incluyendo los snteres fsiles de Drummond Basin, los ms antiguos conocidos (Cunneen y Sillitoe, 1989; White et al., 1989), junto con los de Rhynie, Escocia (Rice y Trewin, 1988). Pero los depsitos epitermales ms 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 depsitos pre-ter-ciarios conocidos son an comparativamente muy escasos (Buchanan, 1981; Mosier et al., 1986). Ello es debido a la erosin o a la presencia metamorfi smo superpuesto que los haya podido desfi gurar (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 depsitos previos al metamorfi smo correspondieron primariamente a distintas tipologas, entre las cuales podran incluirse tambin depsitos epitermales. En el caso de los depsitos epitermales mexicanos (todos ellos netamente terciarios) su edad disminuye, a grandes rasgos, hacia el sur y hacia el este, en relacin con la mi-gracin general del vulcanismo cido de la Sierra Madre Occidental y la Sierra Madre del Sur (e. g. Damon et al., 1981, 1983; Clark et al., 1982; Camprub et al., 2003b).

La distribucin de los depsitos epitermales coincide, no slo con arcos volcnicos en mrgenes convergentes (subduccin de placa ocenica-continental u ocenica-ocenica), sino tambin 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-psitos epitermales fsiles y sus equivalentes geotrmicos actuales. Las regiones con derrames baslticos continenta-les, tanto de carcter toletico como alcalino, no contienen depsitos epitermales, y tampoco aparecen en rifts oce-nicos, stos ltimos probablemente por ser tpicamente submarinos (White y Hedenquist, 1990). Tradicionalmente, se ha considerado que en antiguos arcos de islas tampoco se han producido depsitos minerales, una idea que hoy en da ya est descartada (Sillitoe y Hedenquist, 2003). En el caso relativamente poco comn en que los depsitos epitermales se hallan asociados a vulcanismo bsico, ste es de afi nidad

Figura 1 (Continuacin). Depsitos epitermales en Mxico: (AR) Arizpe, Sonora. (AV) Avino, Durango. (BC) Bacs, Durango. (BO) Bolaos y San Martn de Bolaos, 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 Brbara, Chihuahua. (FR) Fresnillo, Zacatecas. (GR) Guadalupe de los Reyes, Sinaloa. (GT) Guanajuato, Guanajuato. (HU) Huautla, Morelos. (IN) El Indio, Nayarit. (JC) San Jos del Cobre, Durango/Sinaloa. (LO) Lluvia de Oro, Durango. (LP) La Paz, San Luis Potos. (MA) Magallanes, Sonora. (MD) Mineral de Dolores, Chihuahua. (MG) Maguarchic, Chihuahua. (MI) Miahuatln e Ixtapan del Oro, estado de Mxico. (MO) Moctezuma, Sonora. (MU) Mulatos, Sonora. (OR) Orito, Durango. (OT) El Oro Tlalpujahua, estado de Mxico/Michoacn. (PA) Pachuca Real del Monte, Hidalgo. (PL) Plomosas, Sinaloa. (PM) Palmarejo, Chihuahua. (PN) Pnuco, Sinaloa. (PZ) Pozos, Guanajuato. (RA) Real de ngeles, Aguascalientes. (RC) Real de Catorce, San Luis Potos. (RG) Real de Guadalupe, Guerrero. (RS) Real de Asientos, Aguascalientes. (SB) Sombrerete, Zacatecas. (SF) San Felipe, Baja California Norte. (SJ) San Joaqun, Quertaro. (SL) Saladillo, Durango. (SM) San Martn, Quertaro. (SN) Santo Nio, Chihuahua. (SU) Sultepec y Amatepec, estado de Mxico. (SZ) El Sauzal, Chihuahua. (TE) Tejomulco, Oaxaca. (TJ) Tajitos, Sonora. (TM) Temascaltepec, estado de Mxico. (TP) Topia, Durango. (TX) Taxco, Guerrero. (TY) Tayoltita, Durango. (VE) Velardea, Durango. (ZC) Zacatecas, Zacatecas. (ZP) Zacualpan, estado de Mxico. Depsitos epitermales en el resto del mundo: (Ab) Abangares, Costa Rica. (Ah) Arharlik, Kazajstn. (Al) Almagrera, Mazarrn, Espaa. (Am) Ametistovoye, Rusia. (An) Antamok Acupan, Filipinas. (Ar) Arcata, Orcopampa, Caylloma, Per. (Ba) Baia Sprie, Baia Mare, Rumana. (Bn) Bansk Hodrusa, Eslovaquia. (Bo) Boliden, Suecia. (Br) El Bronce, Chile. (Bv) Beregovo, Ucrania. (Bz) Bereznyakovskoye, Rusia. (Ca) Casapalca, Per. (Ch) Choquelimpie, Chile. (Ck) Chinkuashih, Taiwan. (Cm) Campbell-Red Lake, Canad. (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) Ensen, Suecia. (Fa) Faride, Inca de Oro, Chile. (Fu) Furtei, Italia. (Gf) Goldfi eld, Paradise Peak, E.U.A. (Gu) Guanaco, Esperanza, La Coipa, El Hueso, Chile. (Hi) Hishikari, Japn. (Im) Imiter, Marruecos. (In) El Indio Tambo, Chile. (Iv) Ivanhoe, Midas, E.U.A. (Jc) Julcani, Castrovirreyna, Ccahuarso, Cerro de Pasco, Colquijirca, Sucuitambo, Per. (Je) Jeongju Buan, Macizo de Ryeongnam, Corea del Sur. (Ju) Julietta, Rusia. (Kb) Kochbulak, Uzbekistn. (Ke) Kerimenge, Papa-Nueva Guinea. (Kl) Kelian, Indonesia. (Ko) Koryu, Japn. (Lb) Lebong Donok, Indonesia. (Ld) Ladolam, Papa-Nueva Guinea. (Le) Lepanto, Filipinas. (Li) El Limn, La India, Nicaragua. (Ma) Mastra, Turqua. (Mc) McLaughlin, E.U.A. (Md) Mahd adh Dhahab, Arabia Saudita. (Me) Megala Therma, Profi tis Ilias, Grecia. (Mi) Miers Bluff , Isla Livingston, Antrtida. (Mj) Madjanpek, Bor, Serbia y Montenegro. (Mk) Mount Kasi, Fiji. (Mn) Manatial Espejo, Argentina. (Mo) Motomboto, Indonesia. (Mt) Mitsumori-Nukeishi, Japn. (Na) Nansatsu, Japn. (Ne) Nena, Papa-Nueva Guinea. (Nf) La Mejicana Nevados del Famatina, Argentina. (Nl) Nalesbitan, Filipinas. (Pg) Porgera, Papa-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, Panam. (Rh) Rhyolite Creek, Australia. (Ro) Round Mountain, Comstock Lode, E.U.A. (Rq) Rodalquilar, Espaa. (Ru) Rushan, China. (Sa) Salinas de Garci Mendoza, Carangas, Bolivia. (Sb) San Bartolom, Ecuador. (Sd) Sado, Japn. (Sh) Shumake, E.U.A. (Sk) Shkolnoe, Tadjikistn. (Sr) Srednogorie, Chelopech, Spahievo, Bulgaria. (Ss) Seongsan Ogmaesan, Corea del Sur. (Sv) Summitville, E.U.A. (Tb) Telkibnya, Hungra. (Te) Temora, Australia. (To) Toodoggone, Freegold Mt., Canad. (Ts) Tsagaan Suvarga, Mongolia. (Wa) Wafi River, Papa-Nueva Guinea. (Wi) Wirralie, Mt. Coolon, Australia. (Yo) Yoji, Japn. (Zi) Zijinshan, China.


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

En la mayora de los casos, los depsitos epiterma-les estn relacionados de forma espacial y temporal con vulcanismo subareo, de carcter cido a intermedio, y el subvolcanismo asociado, pudiendo el basamento ser de cualquier tipo. El encajonante volcnico suele ser del tipo central a proximal, muy tpicamente con rocas efusivas o piroclsticas (Sillitoe y Bonham, 1984), aunque excepcio-nalmente puede ser del tipo distal (Wood et al., 1990).

Un gran nmero de depsitos epitermales estn asociados a estructuras de origen volcnico, en especial calderas y complejos andesticos, 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 depsitos por parte de fallas de escala regional en zonas de intensa fracturacin tensional (Mitchell y Balce, 1990; Nesbitt, 1990; Staude, 1993; Ponce y Glen, 2002; Nieto-Samaniego et al., 2005). Dichas fallas determinan la localizacin de los depsitos y actan como gua para el emplazamiento de la fuente de calor magmtica necesaria para la subsiguiente actividad hidrotermal (Hedenquist, 1986; Fournier, 1987), que controla la duracin de dicha actividad. Pero, aunque las fallas de orden mayor ejercen un control directo sobre el emplazamiento de la mineralizacin, se ha observado que sta suele disponerse de forma preferencial en fallas subsidiarias (White y Hedenquist, 1990). El calor necesario para la circulacin convectiva de los fl uidos deriva tanto de cuerpos subvolcnicos enfrindose a profundidades relativamente cercanas a la superfi cie (< 2.5 a 3.0 km), como tambin de plutones emplazados a profundidades signifi cativas (>5 km).

Los depsitos epitermales presentan un enriquecimiento general, en relacin 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 ms de cinco rdenes 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 tiles en prospeccin geoqumica.

4. Factores de control de emplazamiento

Segn White y Hedenquist (1990), los principales fac-tores que infl uencian las condiciones fsicas del ambiente epitermal y que, en ltimo trmino, determinan el carcter y la localizacin de la mineralizacin, son los siguientes:

1. la geologa regional de la zona en la que se halla el depsito en cuestin, como su estructura, la estratigrafa, las intrusiones a las que se asocia la mineralizacin y la natu-raleza de dichas rocas gneas, factores stos que controlan

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

2. las caractersticas hidrolgicas de la zona, es decir, la relacin existente entre la permeabilidad y la topografa que controla el movimiento de los fl uidos, y las caracte-rsticas de los fenmenos de recarga/descarga de fl uidos, as como el acceso de aguas calentadas por vapor (steam-heated waters);

3. las condiciones de presin y temperatura de los fl ui-dos mineralizantes que, en lo que es el ambiente epitermal, se hallan estrechamente ligadas al punto de ebullicin, determinado a su vez por la composicin de los fl uidos;

4. las caractersticas qumicas y el contenido total en gas de los fl uidos mineralizantes, que son los factores determinantes en su reactividad, en su capacidad para el transporte de metales y en la paragnesis mineral, tanto por lo que respecta a la alteracin del encajonante como para la mineralizacin en si;

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

5. Tipologas de los depsitos epitermales

Las importantes diferencias en las caractersticas qumicas de los fl uidos mineralizantes, responsables de deposicin mineral dentro del ambiente epitermal, son el criterio en base al cual se establecen los dos tipos prin-cipales de depsitos epitermales. En efecto, existen dos estilos contrastados de sistemas hidrotermales ubicados en el ambiente epitermal, segn se desprende del estudio actualstico de ejemplos activos (e. g. Henley y Ellis, 1983; Reyes, 1990, 1991). En cuanto a la geoqumica de fl uidos de estos dos estilos de sistemas, en un extremo se encuen-tra un conjunto de fl uidos profundos reducidos y con pH cercanos a la neutralidad. Estos fl uidos estn 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 geotrmicos de este tipo se situan tpicamente a una cierta distancia de los edifi cios volcnicos con los que pueden estar genticamente asociados, aunque estos siste-mas pueden encontrarse igualmente en zonas sin actividad volcnica contempornea o alguna. En la mayora de los casos, estos sistemas son activados por intrusiones situadas hasta 5 6 km bajo la superfi cie.

En el extremo opuesto, se encuentran sistemas vol-cnico-hidrotermales en situacin proximal a aberturas volcnicas por las que se canaliza la descarga de vapores a la superfi cie. La principal expresin en superfi cie de estos sistemas son fumarolas de alta temperatura, y sus condensados constitudos por aguas extremadamente cidas. Estos fl uidos, de carcter eminentemente cido y oxidado, se encuentran notoriamente en desequilibrio con las rocas encajonantes, poniendo de manifi esto el carcter


magmtico de los mismos (Giggenbach, 1992c). El fuerte control estructural que existe sobre la canalizacin de estos fl uidos es un factor determinante en su naturaleza altamente reactiva, y en el hecho que estos sistemas estn dominados por los fl uidos (Giggenbach, 1992a). Las intrusiones ge-neradoras de estos sistemas pueden ser muy prximas a la superfi cie e, inclusive, llegar a ser eruptivas.

Estos dos tipos de sistemas poseen caractersticas 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 identifi car una transicin entre ambos ambientes geoqumicos, a slo 1 2 km de profundidad, en la que los fl uidos hipognicos cidos ascienden hasta sistemas de pH neutro (Reyes et al., 1993). Esta transicin est tpicamente representada por una zona de hidrlisis (Meyer y Hemley, 1967), denominada neutralizacin primaria (Giggenbach, 1981), ubicada debajo del ambiente epitermal (Figura 2).

5.1. Terminologa

En la literatura tradicionalmente se ha distinguido entre dos tipos principales de depsitos epitermales: cidos y alcalinos (Sillitoe, 1977). El primer tipo de depsito es el llamado de enargita-oro, alunita-caolinita, cido-sulfato, o de alta sulfuracin (high-sulfi dation epithermal deposit). El segundo tipo recibe el nombre de depsito epitermal de adularia-sericita o de baja sufuracin (low-sulfi dation epi-thermal deposit). El trmino enargita-oro (Ashley, 1982), se defi ni segn los dos minerales metlicos considerados como ms caractersticos de esta tipologa. La denomina-cin de los trminos cido-sulfato y adularia-sericita fue propuesta por Hayba et al. (1985) y Heald et al. (1987) en base a la mineraloga y a los tipos de alteracin de los depsitos epitermales. Posteriormente, Berger y Henley (1989) propusieron el trmino caolinita-alunita en lugar de cido-sulfato para dar mayor relevancia a los minerales de alteracin caractersticos de esta tipologa. La denomi-nacin de los trminos alta sulfuracin y baja sulfuracin fue propuesta por Hedenquist (1987) en base al estado de oxidacin-reduccin (o sulfuracin) del azufre en los fl uidos de sistemas geotrmicos actuales, equivalentes por origen a los depsitos fsiles de uno y otro tipo. El primer tipo se originara a partir de fl uidos de carcter oxidado y cido (azufre en estado de oxidacin +6 o +4, o sea, alta sulfuracin, en forma de SO4

2- o SO2), tpicos de fuentes termales cidas prximas a volcanes; el otro tipo, en cambio, se originara a partir de fl uidos reducidos y de pH aproximadamente neutro (en los que el azufre se presenta con su estado de oxidacin de -2, esto es, baja sulfuracin), como los hallados en sistemas geotrmicos ms o menos distales a la fuente de calor principal. Como es lgico, referida a depsitos epitermales, esta terminologa se emplea para designar al estado de sulfuracin de las aso-ciaciones de sulfuros. Por su parte, Bonham (1986, 1988)

tambin propuso los trminos sulfuro alto y sulfuro bajo, referidos a la cantidad total de sulfuros en el depsito. Otra denominacin que se ha empleado en numerosas ocasiones es la de depsitos tipo manantial termal (hot-spring type; Giles y Nelson, 1982), para designar depsitos similares a McLaughlin (California, E.U.A.), aunque no constituyen un estilo propio por tratarse de los rasgos someros o superfi cia-les de depsitos de baja sulfuracin. Recientemente, se han redefi nido los tipos de depsitos epitermales, introducin-dose el trmino de sulfuracin intermedia (Hedenquist et al., 2000; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003). Los depsitos del subtipo de sulfuracin intermedia son es-tructualmente muy similares a los de baja sulfuracin, pues no en balde ambos conforman el conjunto de epitermales alcalinos segn Sillitoe (1977), aunque las caractersticas geoqumicas de los fl uidos mineralizantes asociados y de las mineralizaciones metlicas en sulfuracin intermedia suele guardar una mayor afi nidad con los depsitos de alta sulfuracin (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003). De hecho, inicialmente, fueron considerados como un tipo de depsito de baja sulfuracin (Hedenquist et al., 2000). As, segn la terminologa ms reciente, el trmino de estado de sulfuracin se emplea en el sentido que le otorg Barton (1970), de forma anloga al de estado de oxidacin, y se ha establecido un marco de referencia para el estado de sulfuracin en funcin de la temperatura y la fugacidad de S2 gas (Einaudi et al., 2003). Los lmites entre condiciones de sulfuracin muy baja, baja, intermedia, alta y muy alta, segn 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 depsitos en prfi dos al de los epiter-males, e incluso durante la formacin de un solo depsito epitermal, pueden producirse transiciones entre un estado de sulfuracin a otro, debido a disminucin de temperatura, ebullicin, a interaccin 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 terminologa que se ha expuesto, los problemas que acarrea la misma, y la historia de los conceptos relacionados con el estado de sulfuracin mismo.

En adelante, usaremos la nomenclatura de alta sulfura-cin (AS), sulfuracin intermedia (SI) y baja sulfuracin (BS), como referencia a los tipos genricos de depsitos minerales. Con afn de clarifi car la clasifi cacin de los depsitos minerales entre sus tipos y subtipos, podemos usar el siguiente esquema:

1. Epitermales cidos 1.1. Tipo de alta sulfuracin (Figura 4)

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


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Ejemplos de dichos tipos y subtipos de depsitos 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 Mxico (Gray, 2001; Staude, 2001), Yanacocha en Per (Harvey et al., 1999), Pueblo Viejo en Rep. Dominicana (Russell y Kesler, 1991). Ver la relacin 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 Mxico (Geyne et al., 1963; Gemmell et al., 1988; Ruvalcaba-Ruiz y Thompson, 1988; Simmons et al., 1988; Simmons, 1991; Camprub et al., 2001a,b; Enriquez y Rivera, 2001a,b), Arcata en Per (Ericksen y Cunningham, 1993). Ver relacin 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 Japn (Izawa et al., 1990). Ver relacin 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 Papa-Nueva Guinea (Richards, 1992, 1995; Richards y Kerrich, 1993; Richards et al., 1997).

Las caractersticas principales de los epitermales y al-calinos estn resumidas en forma de tabla por Camprub et al. (2003a) aunque, debido al cambio de denominacin en sus tipos y subtipos, cabra substituir en dicha tabla baja sulfuracin por epitermales alcalinos o sulfuracin baja+intermedia, que es el sentido en el cual dicha relacin fue formulada, y en el cual es vlida. En el presente trabajo se explicitan las principales caractersticas de los tres tipos de depsitos epitermales (BS, SI y AS) en la Tabla 1.

6. Elementos de descripcin de los depsitos epitermales

6.1. Contexto geolgico

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

1. Sistemas hidrotermales en depresiones estructurales asociadas a vulcanismo cido (Figura 6A). Se emplazan en zonas con relieve bajo y poco variable (0-300 m). Las rocas volcnicas asociadas son lavas cidas con depsitos piroclsticos y sedimentarios adyacentes; por lo comn, en zonas con grandes calderas. Las aguas termales tienen pH neutro, forman snteres y crteres de explosin hidrotermal, y la separacin de fases se produce en fl ujo vertical. Este

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Figura 3. Diagrama de correlacin entre temperatura y fugacidad de azufre para los estados de sulfuracin relativos de los fl uidos hidrotermales en el mbito de depsitos metalferos en prfi dos y epitermales, defi nidos segn los campos de estabilidad de minerales clave. Adaptado de Einaudi et al. (2003). Las reacciones de sulfuracin fueron tomadas de Barton y Skinner (1979).


contexto carece de depsitos de AS, y la deposicin en ambiente de BS se produce en stockwork, vetas y brechas, dndose estos dos ltimos especialmente en profundidad. Los factores de localizacin son litologas permeables, fallas, fracturas y mrgenes de caldera. Ejemplos de este contexto se encuentran en la zona volcnica central de Taupo y en Ohakuri Dam, Nueva Zelanda.

2. Sistemas hidrotermales en estratovolcanes andes-ticos (Figura 6B). Se emplazan en zonas con relieve alto y variable (500-2000 m). Las rocas volcnicas asociadas son coladas andesticas y brechas interestratificadas, normalmente con pendientes de deposicin pronuncia-das; comnmente, en zonas con pequeas calderas. La surgencia se produce a partir de fumarolas y solfataras, o fuentes termales cidas en los fl ancos y neutras a mayor distancia, raramente con snteres. El flujo se produce vertical y lateralmente, con una alteracin asociada muy extensa debida a los gases separados. En este contexto se hallan fundamentalmente depsitos metalferos en prfi dos y epitermales de AS. Los depsitos de SI y BS se encuen-tran en vetas con un fuerte control estructural en litologas competentes. Ejemplos de este contexto se encuentran en Mount Ruapehu en Nueva Zelanda y Woodlark Island en Papa-Nueva Guinea, dentro del contexto mayoritario en el SW del Pacfi co.

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 volc-nicas asociadas constituyen centros andesticos y domos dacticos sobre un basamento deformado; no suele haber

calderas. La surgencia se produce en fuentes termales con snteres en depresiones, fuentes termales cidas en los fl ancos, y neutras a mayor distancia, con presenica de crteres de explosin hidrotermal. La separacin de fases se produce en fl ujo vertical, con escasa alteracin debida a los gases separados. En este contexto se hallan depsitos metalferos en prfi dos y epitermales de AS. La deposicin de SI y BS se produce en stockwork, vetas y brechas, es-tos dos ltimos especialmente en profundidad. Ejemplos de este contexto se encuentran en Antamok-Acupan y Lepanto en Filipinas, as como la mayora de epitermales de Canad, E.U.A. y Mxico (Berger y Henley, 1989).

4. Sistemas hidrotermales en islas con vulcanismo de tipo ocenico (Figura 6D). Se emplazan en zonas con relieve moderado y poco variable (200-500 m). Las rocas volcnicas asociadas son lavas baslticas y andesticas; comnmente con pequeas calderas. Puede haber fuentes termales con snteres en las calderas, y crteres de explo-sin hidrotermal. La separacin de fases se produce en fl ujo vertical, con escasa alteracin debida a los gases separados. En este contexto se encuentran mayoritariamente depsitos de BS, aunque se han reconocido depsitos de AS asocia-dos a depsitos metalferos en prfi dos. La deposicin se produce en zonas subsuperfi ciales de alta permeabilidad, fallas, fracturas y mrgenes de caldera. Ejemplos de este contexto se encuentran en la isla Lihir, Papa-Nueva Guinea, presentndose en el continente Americano en el arco volcnico de la parte sur de Centroamrica donde los depsitos se caracterizan por ser predominantemente aurferos y no argentferos (Albinson et al., 2001).

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Figura 4. Esquema estructural de un cuerpo epitermal de alta sulfuracin tpico, basado en los depsitos de Summitville en Colorado (Stoffregen, 1987), mostrando la morfologa de cua del ncleo de slice oquerosa (vuggy silica), con una ampliacin que ilustra la zonacin de alteraciones ca-racterstica desde el ncleo de slice a la roca encajonante inalterada (Steven y Ratt, 1960). El ncleo de slice alberga la parte ms importante de la mineralizacin econmica, aunque algunas porciones de la zona con alteracin arglica avanzada tambin pueden contener mineralizacin econmica, particularmente donde el contenido en pirofi lita es mayor que el de slice (White, 1991). Cabe remarcar que los fl uidos que originan el ncleo de slice porosa por medio de lixiviacin cida no son los mismos a partir de los que precipitan las asociaciones de minerales metlicos. El ncleo de slice, debido a su alta porosidad sirve de acufero para fl uidos posteriores (White, 1991). Los fl uidos portadores de metales en solucin son menos cidos y oxidados, y relativamente ms salinos (Hedenquist et al., 1998). La diferencia ms evidente entre los dos subtipos de depsitos epitermales de AS es la presencia o ausencia de mineralizaciones metlicas, formadas con posterioridad al ncleo de slice. En ausencia de las mismas, los depsitos resultantes se denominan casquetes de cuarzo-alunita (quartz-alunite lithocaps; Sillitoe, 1995b).


En este aspecto, Sillitoe y Hedenquist (2003) distin-guen, a escala continental, numerosos contextos tectnicos favorables para los diversos tipos y subtipos de depsitos epitermales, durante una subduccin o tras su trmino: (1) AS y SI en situacin de neutralidad de esfuerzos a arco levemente extensional, con andesitas-dacitasriolitas, (2) AS y SI durante vulcanismo de arco en situacin de tras-arco compresional, con andesitas-dacitasriolitas, (3) AS en arco compresional con vulcanismo de subduccin, con riodacitas, (4) BS en arco extensional, con andesitas-dacitasriolitas o vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas, (5) BS durante vulcanismo de arco en situacin de tras-arco extensional, con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas, (6) BS en situacin de tras-arco extensional durante una transicin de magmatismo de subduccin a magmatismo bimodal de rift, con vulcanismo alcalino, (7) BS en un mar-gen continental extensional tras el cese de una subduccin y relacionado al desarrollo de un margen de fallamiento lateral entre corteza ocenica y continental, con vulca-nismo bimodal de basaltos-riolitas, (8) BS en situacin de tectnica compresiva relacionada con un margen de fallamiento lateral, con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas, (9) BS en situacin de magmatismo postcolisional restringido durante compresin tectnica y el rompimiento de la placa subducida debido a la acrecin continental, con vulcanismo alcalino, y (10) BS en contexto extensional debido a colapso tectnico tras una acrecin continental, con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas.

6.2. Estilo o forma de mineralizacin

Posiblemente, esta es la forma ms directa de clasifi car a los depsitos epitermales. sta es una clasifi cacin que nada dice sobre rocas encajonantes, texturas o gnesis del depsito pero, al ser el resultado de la permeabilidad del encajonante durante la mineralizacin, dice mucho sobre sus condiciones de emplazamiento. Aunque muy pocos de-psitos presentan un slo estilo, bien pueden ponerse como ejemplo algunos depsitos en los que predomina un estilo en concreto. De esta forma, las mineralizaciones pueden diferenciarse segn 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, Mxico), enjambres de vetas (e. g. Hishikari, Japn), en stockwork (e. g. McLaughlin, E.U.A., o Chinkuashih, Taiwan), y vetas de bajo ngulo asociadas a fallas anulares (e. g. Emperor, Fiji);

2. control hidrotermal: brechas hidrotermales (e. g. Kerimenge, Papa-Nueva Guinea), y cuerpos de slice residual (tpicos de AS, e. g. Kasuga, Japn);

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

Alunita y arcillas

Illita, en profundidad sericitaClorita. illita montmorillonita, carbonatos, epidota

adularia, albita

Menas

hidrotermal

0

500

400

300

200

100

600

Prof

undi

dad

(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

MET

ALE

S PR

ECIO

SOS

MET

ALE

S D

E BA

SE

Figura 5. Esquema estructural general de los depsitos epitermales alcalinos (baja e intermedia sulfuracin), modifi cado de Buchanan (1981), indicando la mineraloga de ganga, la generalizacin de los patrones de alteracin tpicos, y la variacin en la mineraloga de mena tpica en profundidad, y en la morfologa de la mineralizacin. Ello incluye la distribucin del snter formado in situ, y la superposicin de la alteracin arglica avanzada derivada de vapores liberados por ebullicin en profundidad. La extensin lateral y volumen de las aureolas de alteracin depende, en gran manera, de la presencia de litologas permeables; debido a ello, la morfologa y extensin de los halos puede variar desde el orden decimtrico hasta el hectomtrico, inclusive dentro de un mismo depsito.


6.3. Modelo de deposicin

Este tipo de clasifi cacin conecta con el anterior, en el sentido que tiene en cuenta la profundidad de formacin. El segundo factor decisivo es el mecanismo a partir del cual se produjo la precipitacin mineral, ms en concreto, la exis-tencia o no de ebullicin. As, se pueden defi nir tres tipos de depsitos epitermales de BS diferentes (Figura 7):

1. depsitos de ebullicin profunda (o deep vein type), que son los ms 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 afl oran en superficie, relacionados con fluidos hidrotermales que

inician la ebullicin a 300C a profundidades de 1000 m bajo la paleosuperfcie, y se dispersan lateralmente en el sistema hidrolgico;

2. depsitos de ebullicin somera (o hot spring type), como McLaughlin en E.U.A., o San Martn en Mxico. Se presentan a unos 300-400 m bajo la paleosuperfcie, relacionados al retraso de la ebullicin de los fl uidos ascendentes en el sistema hidrotermal (Saunders, 1996);

3. depsitos profundos sin ebullicin, como Sombrerete en Mxico. stos se caracterizan por hallarse dispuestos en zonas verticalmente extensas, relacionados con fl uidos sobrepresionados, sin experimentar ebullicin, que ascienden principalmente como lquidos (Albinson, 1988).

Baja sulfuracin(BS)

Sulfuracin intermedia (SI)

Alta sulfuracin (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., Mxico)

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

Potos (Bolivia)

Rocas volcnicas relacionadas

Basalto a riolita Basalto alcalino a traquita

Andesita a riodacita, localmente riolita

Andesita a riodacita Riodacita

Minerales clave de alteracin proximal

Illita/smectita-adularia Roscoelita-illita-adularia

Sericita, adularia poco comn

Cuarzo-alunita/ APS, cuarzo-pirofi lita/ dickita en profundidad

Cuarzo-alunita/ APS, cuarzo-dickita en profundidad

Ganga de slice 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

Silicifi cacin masiva de grano fi no y cuarzo residual oqueroso (vuggy)

Ganga de carbonatos

Presente, pero tpicamente tarda y escasa

Abundante, pero no de Mn

Comn, tpicamente incluyendo variedades de Mn

Ausente

Otros minerales de ganga

Barita poco comn, fl uorita localmente

Barita, celestina y/o fl uorita comn local-mente

Barita y silicatos de Mn presentes localmente

Barita comn, tpicamente tarda

Abundancia de sulfuros

Tpicamente 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 caractersticas de campo de los diferentes tipos de depsitos epitermales y sus subtipos. Adaptado de Sillitoe y Hedenquist (2003).


6.4. Profundidad de formacin

Esta clasifi cacin (Tabla 2) permite explicar la varia-bilidad en las caractersticas especfi cas de los depsitos, segn si su formacin es somera (hasta unos 1000 m de profundidad) o profunda (hasta ms de 2000 m de pro-fundidad), puesto que los depsitos del suroeste del Pacfi co se formaron generalmente a profundidades mayores que las reseadas para los depsitos de Norteamrica (Sillitoe, 1988; Reyes, 1990, 1991), coincidiendo con las dos zonas de mayor abundancia areal de depsitos encajonados en estratovolcanes andesticos y en contexto de Cordillera, respectivamente.

Los grandes depsitos epitermales de BS del suroeste del Pacfi co tambin suelen presentar caractersticas cierta-mente atpicas, si los comparamos con los ms clsicos de Norteamrica, tales como: (1) depsitos con temperaturas relativamente mayores (e. g. Kelian, Indonesia), minera-lizaciones diseminadas en brechas aparentemente relacio-

nadas con alteraciones previas debidas a interaccin con agua marina (e. g. Ladolam, Papa-Nueva Guinea; White et al., 1995); (2) depsitos transicionales entre mesotermal y epitermal o depsitos epitermales del tipo alcalino o BS-alcalinos (e. g. Porgera, Papa-Nueva Guinea; Richards, 1992, 1995; Richards y Kerrich, 1993; Richards et al., 1997), etc. Tambin en Norteamrica han sido descritos depsitos transicionales relacionados con prfi dos (modelo general de British Columbia, Canad; Panteleyev, 1988), en contexto de Cordillera.

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

SISTEMA HIDROTERMAL EN UNESTRATOVOLCN ANDESTICO

SISTEMA HIDROTERMAL EN CONTEXTODE CORDILLERA

SISTEMA HIDROTERMALEN UNA ISLA DE ARCO VOLCNICO

SISTEMA HIDROTERMAL EN UNA DEPRESINESTRUCTURALASOCIADA A VULCANISMO SILICICO

Recargameterica

Domos silicicostardos

Aguas secundariasbicarbonatadas

Brechas hidrotermalesy sinterizaciones

Erupcioneshidrotermales

Surgenciasneutras ricasen Cl

Vapor

n.m

Rocas volcnicasy sedimentarias Recarga

Basamentoprevolcnico Intrusin

a)

1km Intrusin

Mineralizacionesen prfidos

Convecciones defluidos geotrmicosneutros ricos en CL

Ebullicin limitadaAcufero cido-sulfatado

Mezcla de fluidos ydeposicin mineral

Flujo lateral e interaccinagua-roca

Fuentes cido-sulfatadas

Nivel piezomtrico delreservorio profundomonofsico

Fuentes sulfato-bicarbonatadas

Fuentes neutrascloruradas

n.m.

Ebullicinlocal

1km

Recarga

Fuentes sulfato-bicarbonatadas

Fuentes cloruradasneutras diluidas

Fluidohidrotermalconvectivo

Recarga

1 km

n.m.

Domo dactico

Maar-diatrema

Fracturacin y erupcioneshidrotermales locales

Recargameterica

Brecha deerupcinhidrotermal

Caldera

Desarrollo limitado defluidos cido-sulfatados

Fuentes cloruradas neutras

n.m.

Intrusin

Conveccin delreservorioclorurado neutro

Zona de deposicin deanhidrita y fracturacinintermitente

Recargamarina

1 kmIntrusin

Figura 6. Esquemas de los diferentes contextos geolgicos en que se producen depsitos epitermales, tanto cidos (alta sulfuracin) y alcalinos (baja e intermedia sulfuracin). Simplifi cado de Bogie y Lawless, 1987, y de White et al., 1995). Clave: n.m. = nivel del mar.


1995), Thames, Nueva Zelanda (Christie y Brathwaite, 1986), Orcopampa, Per (Gibson et al., 1990), Faride, Chile (Camus y Skewes, 1991), Portovelo, Ecuador (van Thournout et al., 1996), Temascaltepec, Mxico (Camprub et al., 2001a), y San Felipe-Mexicali, Mxico (Ibarra-Serrano, 1997). Esta caracterstica de algunos depsitos epitermales alcalinos/neutros es uno de los elementos que llev a la definicin de los depsitos epitermales de SI dentro de los de BS por Hedenquist et al. (2000), y despus como tipologa 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 depsitos epitermales alcalinos/neutros es diagnstica de que, al menos en alguna fase de formacin del depsito, ste 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 caractersticas geoqumicas diferenciadas entre los depsitos ricos en plata y metales bsicos, y los depsitos ms ricos en oro. Los fl uidos asociados a los primeros suelen presentar salinidades ms altas y contenidos ms bajos en H2S que los segundos, en los que fue defi nido el trmino epitermal, con salinidades asociadas ms bajas y ms ricos en gases (Heald et al., 1987; Hedenquist y Lowenstern, 1994).

6.5. Contenido relativo en metales bsicos

Este es un criterio puramente econmico, en que los depsitos epitermales se defi nen como ricos y pobres en metales bsicos (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 relacin Ag/Au, en cuyo caso buena parte de los depsitos epitermales de BS y SI de Mxico y del suroeste de los Estados Unidos se distinguen especial-mente por su alto contenido en Ag.

7. Relacin con otros tipos de depsitos minerales

La conexin gentica de los depsitos epitermales con otras tipologas de depsitos minerales en contextos geotectnicos similares es uno de los temas de discusin ms actuales acerca de estos depsitos. Existe una rela-cin gentica y temporal entre magmatismo y depsitos epitermales de SI y AS (McKee et al., 1992; Conrad et al., 1993; Simmons, 1995; Albinson et al., 2001; Enrquez y Rivera, 2001a; Camprub et al., 2003b; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003), as como tambin con depsitos metalferos en prfi dos y skarns (Arribas et al., 1995; Hedenquist et al., 1996, 1998, 2000; Sillitoe, 1999;

PROFUNDOS SIN

"NON-BOILING TYPE"

Brecha hidrotermal avanzada

Zona de menasTemperatura y nivel de

PROFU

NDID

AD (m)

1.4 wt.% CO2

0

500

1000

1500

0%

10%


Mller y Groves, 2000; Brathwaite et al., 2001; Mller et al., 2002; Strashimirov et al., 2002; Einaudi et al., 2003; Morales-Ramrez 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 relacin con otros tipos de depsitos. Aunque la defi nicin estricta de depsito epitermal especifi ca que su ambiente de for-macin es subareo, recientemente se ha descrito la exis-tencia de epitermales submarinos que, adems, presentan afi nidades genticas con depsitos de sulfuros masivos vulcanognicos (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 califi cado de depsitos transicionales entre epitermales y sistemas hidrotermales submarinos.

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

hecho de que stos son la continuacin espacial directa bajo el mar de Ladolam, un conocido depsito epitermal de BS. Salvando las distancias, es posible que las vetas de calcita-cuarzo-barita y los manantiales submarinos con cinabrio y snteres en la Baha de Concepcin, Baja California Sur (Prol-Ledesma et al., 2004; Canet et al., 2005a,b) sean parte de un depsito anlogo, a habidas cuentas que el ambiente geotectnico extensional actual es equivalente a los ambientes propicios para la formacin de epitermales de BS segn Sillitoe y Hedenquist (2003).

Tambin se ha relacionado genticamente a los dep-sitos epitermales proterozoicos de la zona del Tapajs en Brasil con depsitos de xidos de hierro-Cu-Au o IOCG (Jacobi, 1999). En este sentido, cabra evaluar la posibili-dad de que, al menos a escala de provincia y poca meta-logentica, pudieran relacionarse depsitos fanerozoicos equivalentes del tipo IOCG con depsitos del sistema

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

Rocas volcnicas relacionadas

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

Andesitas-riodacitas, dominadas por magmas calcoalcalinos

Somero Profundo Somero Intermedio ProfundoProfundidad de formacin

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

1000 m

Contexto; roca de caja tpica

Domos; rocas piroclsti-cas y sedimentarias

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

Domos, surgencia cen-tral; rocas piroclsticas y sedimentarias

Domos, diatremas; rocas volcnicas

Domo-diatrema; prfi -dos, rocas volcnicas y sedimentarias clsticas

Morfologa del depsito

Vetas, enjambres de vetas, stockwork, disemina-ciones

Vetas, cuerpos brechifi cados, 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 tardas

Reemplaza-miento

Alteracin Capa de alunita-kaolinita, halo de arcillas

Arcillas, sericita, carbona-tos; roscoelita, fl uorita (A)

Silcica (oquerosa), cuarzo-alunita

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

Pirofi lita-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, pirofi lita

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 tarda, pirita

Bornita, digenita, cal-cocita, covellita

Metales Au-Ag-As-Sb-Se-Hg-Tl (RB), relacin Ag/Au baja; metales bsicos


prfi do-skarn-epitermal, en zonas propicias como los Andes o el suroeste de Mxico.

8. Origen de los componentes y concentracin en los fl uidos mineralizantes. Reaccin con las rocas encajonantes

El vulcanismo submarino que se produce en las dor-sales centro-ocenicas y el hidrotermalismo asociado son responsables de la deposicin de metales bsicos en la corteza ocenica y de su alteracin. Este proceso conlleva la hidratacin de las rocas que constituyen la corteza en formacin y la incorporacin a ella de elementos tomados del agua marina, tales como azufre (en forma de sulfato) o cloro. La posterior deposicin de sedimentos tambin incorpora a la corteza metales diversos, e igualmente atrapa agua marina. Durante el proceso de subduccin (ver Hedenquist y Lowenstern, 1994) se produce la deshi-dratacin de los sedimentos ocenicos incorporados y de las rocas hidratadas de la placa subducente (Figura 8). La liberacin de agua durante este proceso metamrfi co es la responsable de la fusin 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 travs del manto, primero, y de la corteza, despus, diferencindose 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, halgenos, voltiles, sulfato, etc.) que luego sern fundamentales para la deposicin mineral en la corteza continental (depsitos metalferos en prfi dos, skarns, depsitos mesotermales, epitermales, etc.), inclu-yendo el agua marina, la corteza ocenica subducida y sus sedimentos, el manto y la propia corteza continental.

Los fl uidos magmticos derivados de cuerpos intrusi-vos someros relacionados con la formacin de depsitos 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. ste, al enfriarse, se recondensa en forma de aguas de naturaleza mixta magmtica-meterica, ricas en H2S y, en consecuen-cia, con un alto potencial de disolucin y removilizacin de cantidades signifi cativas de oro en forma de complejos tiosulfurados (Gammons y Williams-Jones, 1997). Los fl uidos resultantes originan depsitos de AS, SI o BS (ver Figura 10) en la parte superior de la corteza, segn 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, FAu, Ag

Cu, Au

Me

5-7 km

Enriquecimiento en metales base

TIPOS DE CMARAS

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, H2 O, etc

.

e

de SO4, metales, etc

parcial del prisma de manto metasomatizado

entr

e lo

s fu

ndid

os

asce

nde

ntes

y

la c

orte

za

Arco volcnico continental

Dorsal centro-ocenico Zona de subduccin

Corteza continental(50-70 km de grosor)

Figura 8. Caractersticas de los depsitos epitermales cidos (alta sulfuracin) y alcalinos (baja e intermedia sulfuracin), en funcin de la profundidad de formacin en depsitos individuales; en ocasiones, tambin aproximables a variaciones dentro de un mismo depsito. Adaptado de Hedenquist et al. (2000).


neutralizacin primaria durante la migracin de los fl ui-dos a travs de la corteza, ya sea que dichos fl uidos sean de-rivados de cuerpos intrusivos someros o profundos (Figura 11; Hedenquist y Lowenstern, 1994). Esta neutralizacin se traduce en las rocas encajonantes como alteraciones de varios tipos, incluyendo el tipo cido-sulfato. Por lo tanto, resulta lgico pensar que al menos una cierta parte de los componentes qumicos de dichos fl uidos provienen de la lixiviacin del encajonante. Como se ver ms adelante, este hecho puede comprobarse mediante el estudio de la composicin isotpica 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, segn la reaccin

,

lo que indica que cantidades de oro geolgicamente sig-nifi cativas, en cuanto a su capacidad de poder originar depsitos econmicos, pueden ser transportadas por un fl uido hidrotermal tpico (Shenberger y Barnes 1989). En condiciones ms cidas, como las de los epitermales de AS o en las zonas de raz de los fl uidos ascendentes en epitermales de BS y SI, la especie AuHS0 es la dominante (Benning y Seward, 1996; Giggenbach, 1997), aunque los fl uidos en los de AS estn relativamente oxidados y sean de salinidad ligeramente superior (Hedenquist et al., 1998) a la normal, segn la reaccin

.

Sin embargo, en un rango de temperatura de 250 a 350C, condiciones muy comunes para la formacin de de-psitos epitermales, la especie portadora de oro dominante ser 02HAu(HS) en la mayora de condiciones de deposicin mineral en que los fl uidos 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) ser ms importante para el transporte de oro que 02HAu(HS) a pH > 5.5. Slo en un fl uido rico en cloro, pobre en H2S y con un pH ligeramente cido (< 4.5) para un rango de temperatura de 250-350C, el oro ser transportado como complejo clorurado (Hayashi y Ohmoto, 1991; Gammons y Williams-Jones, 1995), segn la reaccin,

,

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

++ +++ HAu(HS)HSSHAu 22 ++ +++ HAu(HS)HSSHAu 22

++ +++ HAuHSSHAu 02 ++ +++ HAuHSSHAu 02

Ruaya y Seward, 1986; Seward, 1976 y 1984). Para los metales bsicos en concreto, el tipo de complejo clorurado que los transporta depende decisivamente de la relacin Ca2+/Na+ que haya en el fl uido (McKibben y Williams, 1989). Reed (1992) considera seis tipos de fl uidos diferen-tes (defi nidos por sendos rangos de interaccin con el enca-jonante) a partir de los cuales se puede originar deposicin mineral en el ambiente epitermal mediante fenmenos de ebullicin: tres de ellos formaran epitermales de BS y, otros

LV

S1

V

LS1

S2

S3

H2O-NaCl

vapor

halitaAerosoles

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 fluidasen

a)

b)

Pre

sin

(bare

s)

Pro

fun

did

ad

(km

)

Figura 9. Composicin de los fl uidos inmiscibles en el sistema agua-NaCl (Pitzer y Pabalan, 1986) en funcin de la presin, a 800 y 600C. La profundidad aproximada est considerada para un gradiente litosttico. El fl uido magmtico hipottico considerado en el crculo negro tiene una salinidad de ~5 wt.% NaCl equiv. y est a una presin de ~1500 bares. Este fl uido se exsuelve del magma a 800C y se descomprime isotrmicamente. De este fl uido se separan un vapor y un lquido hipersalino. Los metales se fraccionan al lquido como complejos clorurados, mientras que los componentes voltiles se fraccionan preferencialmente a la fase vapor. Siguiendo una pauta de descompresin isotrmica (fl echas blancas) el lquido progresivamente deviene ms salino, y el vapor menos, debido a la condensacin de lquido rico en NaCl a partir del vapor. Los vapores de alta temperatura en fumarolas volcnicas contienen


tantos, epitermales de AS. Segn este autor, el transporte de oro como complejo clorurado slo es importante en dos de los tres fl uidos que pueden originar epitermales de AS, pero no en los otros fl uidos considerados. A 500C y 1 kbar de presin, en un modelo isobrico, la solubilidad del oro est dominada efectivamente por la especie 2AuCl (Gammons y Williams-Jones, 1997). Durante el ascenso y el consecuente enfriamiento conductivo de estos fl uidos, segn su conte-nido de H2S puede que stos 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 ser predominante en la solucin ya no ser 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 disminuir de forma constante hasta una temperatura alrededor de 300C, por lo que su precipitacin se producir en profundidad (Gammons y Williams-Jones, 1997). As 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 fl uidos mineralizantes cercano a la neu-tralidad y contenidos en cloro como los reseados arriba se corresponden con muchos de los epitermales de BS y SI de Mxico (Hedenquist, 1991), en los que la mineralizacin est adems asociada a fl uidos con salinidades de hasta el 23 wt.% NaCl equiv., bastante superiores por lo comn a las establecidas tpicamente en epitermales de estos tipos (Hedenquist y Henley, 1985a; Simmons, 1995; Albinson et al., 2001).

10. Mecanismos de precipitacin mineral y cmo reconocerlos

Por lo comn se consideran dos mecanismos fsicos prin-cipales para la precipitacin mineral en depsitos epiterma-les: ebullicin y mezcla de fl uidos (Giggenbach y Stewart, 1982). Estos mecanismos no suelen presentarse desligados, sino que se complementan produciendo la deposicin mi-neral (Plumlee, 1994). Por mezlca de fl uidos en cuanto a la precipitacin mineral dentro del ambiente epitermal debe entenderse una mezcla dentro del ambiente epitermal entre aguas metericas descendentes y unos fl uidos hidrotermales ascendentes, sea cual sea el origen de estos ltimos. Los fl uidos hidrotermales puede ser en s mismos el resultado de la mezcla en profundidad de aguas metericas y magm-ticas (ver Hedenquist y Lowenstern, 1994; Simmons, 1995; Gammons y Williams-Jones, 1997).

10.1. Ebullicin

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

cuatro evidencias mineralgicas y texturales principales que son indicativas de ebullicin (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 ebullicin, que result en la prdida de CO2, y la subsiguiente saturacin en calcita, segn la reaccin

;

2. Presencia de adularia: indica que ha ocurrido ebulli-cin, causando un aumento de pH debido a la prdida de CO2, pasando del campo de estabilidad de la illita al de la adularia (Figura 13), segn la reaccin

;

sin embargo, segn aseguran Dong y Morrison (1995), la sola presencia de adularia en un depsito epitermal de BS no asegura automticamente que se haya producido ebullicin, ya que algunos tipos morfolgicos de adularia pueden haberse producido bajo condiciones de cristaliza-cin lenta, lo cual invalidara la existencia de ebullicin. Por ello, no basta la identifi cacin de este mineral para deducir la existencia de ebullicin, sino que se precisa de su identifi cacin morfolgica. Segn Dong y Morrison (1995), las morfologas de adularia aptas para inferir la existencia de ebullicin son la pseudorombodrica 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 slo cuando la concentracin de slice excede la saturacin en cuarzo, lo cual constituye otra evidencia indirecta de ebullicin (Izawa y Yamashita, 1995);

4. Presencia de slice amorfa o de calcedonia: indica que se ha producido un enfriamiento brusco del fl uido, a temperaturas de deposicin entre 100 y 190C (White y Hedenquist, 1990), y una sobresaturacin de slice en el fl uido que tambin puede indicar ebullicin. La presencia de texturas de cuarzo heredadas de geles de slice puede ser buena indicadora de ebullicin en el ambiente epiter-mal (Dong et al., 1995), aunque lo ms adecuado es que esta evidencia est en consonancia con otras evidencias mineralgicas para mayor confi abilidad.

Cabe resaltar que la presencia de adularia suele notarse por encima de la de calcita hojosa, o de sus fantasmas (e. g. Camprub et al., 2001b), lo que es consistente con el consumo del cido carbnico del lquido durante la precipitacin 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)O3KAlSi2KSiO6H(illita)(OH)OSiKAl

283

4421033

+++++

2HO12H(adularia)O3KAlSi2KSiO6H(illita)(OH)OSiKAl

283

4421033

+++++


1986). Tambin pueden encontrarse ntimamente asociadas (Etoh et al., 2002). En base a estudios experimentales y la comparacin de stos con las evidencias en sistemas naturales (Sakharova et al., 1994), se ha indicado que la asociacin de cuarzo-adularia puede ejercer adems de trampa qumica para la precipitacin de oro en el ambiente epitermal.

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

Otras evidencias indirectas de ebullicin durante la deposicin mineral son la presencia de horizontes de altera-cin cida debidos a aguas calentadas por vapor (Buchanan, 1981) y, hasta cierto punto, la presencia de brechas de fracturacin hidrulica (Hedenquist y Henley, 1985b). En depsitos que hayan experimentado poca erosin, pueden reconocerse alteraciones cidas (kaolinita-alunita) en super-fi cie, como expresin de ebullicin en profundidad, tanto

en depsitos epitermales de AS como de SI o BS. Ello es debido a que el H2S liberado en la ebullicin migra con la fase vapor hacia la superfi cie, oxidndose para producir H2SO4 (cido sulfrico) en la zona de vadosa (Schoen et al., 1974) y dando lugar a aguas cido-sulfatadas calentadas por vapor. Esta alteracin suele mimetizar la distribucin de la zona de vadosa, formando un cuerpo tabular subhori-zontal (Schoen et al., 1974; Buchanan, 1981; Sillitoe, 1993; Hedenquist et al., 2000), cuya distincin de los halos de alteracin cido-sulfatados alrededor de cuerpos minerali-zados en epitermales de AS es crucial para la localizacin de cuerpos mineralizados.

Aparte de las evidencias mineralgicas y texturales, la ebullicin puede ponerse igualmente de manifiesto mediante el estudio petrogrfi co y microtermomtrico de inclusiones fl uidas o a partir de las relaciones entre los gases contenidos en ellas. Si en las zonas de ebullicin se produce el atrapamiento de inclusiones fl uidas, en stas se presentar un amplio rango de variacin de las relaciones lquido/vapor (Hayba et al., 1985). Cabe destacar que, de hallarse slo inclusiones muy ricas en vapor e inclusiones

a) b)

aguasmetericasfras

alteracin arglicaavanzada

alteracinpotsica

alteracinserictica

salmuera

magma

aguasmetericas,circulacinprofunda

aguasmetericasfras

alteracinpotsica aguas

metericas,circulacin

profunda

alteracinarglicaavanzada

alteracinflica

H S2SO2

HCl

BSSI

AS

salmuera

magma residual

Figura 10. Sumario de los dos principales estadios de evolucin de un sistema porfdico-epitermal. A: Intrusin de magma a escasa profundidad (~4 km?), que se traduce en superfi cie como actividad fumarlica y erupciones volcnicas intermitentes. Los fl uidos magmticos se exsuelven durante la cristali-zacin del fundido y emergen a partir de la zona de alteracin potsica y desmezcla. El oro se fracciona a la salmuera como AuCl2-, y puede precipitar en en la zona de alteracin potsica por prdida conductiva de calor (enfriamiento conductivo), mezcla de aguas y/o ebullicin. Al mismo tiempo, el ascenso de vapor rico en H2S provoca la alteracin flica en las rocas encajonantes, as como la sulfuracin del hierro frrico transformndolo en pirita. A niveles someros, la mezcla con aguas metericas fras provoca la condensacin del vapor, formando aureolas de alteracin arglica avanzada. B: El fundido saturado en agua se ha retrado a mayor profundidad, permitiendo as la invasin del sistema por aguas metericas calentadas (de cirdulacin profunda o evolucionadas), lo cual provoca la superposicin de la alteracin fi ltica sobre la zona de alteracin

Documents

Depositos Epitermales en Mexico.pdf