Cap. 7 Geoquimica de Los Depositos Minerales (WORD) (1)

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERIA - EAP DE INGENIERIA GEOLOGICA

1 GEOLOGIA DE LOS YACIMIENTOS MINERALES I

INDICE CAPITULO 1.- GEOQUIMICA DE LOS DEPOSITOS EPITERMALES ......................................................... 3

DEPOSITOS EPITERMALES ............................................................................................................... 3

LOCALIZACIÓN Y RELACIÓN CON EL VULCANISMO......................................................................... 4

FACTORES DE CONTROL DE EMPLAZAMIENTO ............................................................................... 7

TIPOLOGÍAS DE LOS DEPÓSITOS EPITERMALES .............................................................................. 7

CAPITULO 2.- GEOQUÍMICA DE LOS YACIMIENTOS TIPO PÓRFIDOS .............................................. 10

DEPOSITOS TIPO PORFIDOS .......................................................................................................... 10

ALTERACION Y MINERALIZACION .................................................................................................. 12

PÓRFIDOS DE COBRE EN EL PERÚ ................................................................................................. 20

BATOLITO DE LA COSTA ............................................................................................................ 20

CUAJONE ................................................................................................................................... 23

MINAS CONGA ........................................................................................................................... 27

GEOQUÍMICA DE LOS SKARN ............................................................................................................ 32

GENERALIDADES ............................................................................................................................ 32

DEFINICIÓN DE SKARN .................................................................................................................. 32

DEPÓSITOS DE SKARN ................................................................................................................... 32

CARACTERÍSTICAS GENERALES .................................................................................................. 33

AMBIENTE TECTÓNICO .............................................................................................................. 35

CLASIFICACIÓN DE LOS DEPOSITOS TIPO SKARN ...................................................................... 36

MANERAS DE FORMAR SKARNS ................................................................................................ 37

INTERACCIÓN MAGMA ROCA HUÉSPED ................................................................................... 37

ETAPAS DE FORMACIÓN DE UN SKARN .................................................................................... 38

DIVISION DE UN DEPOSITO TIPO SKARN ................................................................................... 40

LOS FACTORES RELEVANTES QUE CONTROLAN LA EVOLUCIÓN HIDROTERMAL DE LOS

SISTEMAS DE TIPO SKARN SON: ................................................................................................ 42

YACIMIENTOS TIPO SKARN EN EL PERU ............................................................................................ 44

“LAS BAMBAS” .............................................................................................................................. 44

"ANTAPACCAY".............................................................................................................................. 44

“MAGISTRAL" ................................................................................................................................ 45

"QUECHUA" ................................................................................................................................... 46

"TOROMOCHO" ............................................................................................................................. 46



"MINAS CONGA" ........................................................................................................................... 47

“ANTAMINA” ................................................................................................................................. 48

CONCLUSIONES ................................................................................................................................. 50

BIBLIOGRAFIA .................................................................................................................................... 51



CAPITULO 1.- GEOQUIMICA DE LOS DEPOSITOS EPITERMALES

DEPOSITOS EPITERMALES

El ambiente epitermal, tal como indica la propia etimología de este término, se halla a escasa profundidad en referencia a la superficie terrestre y, en concreto, define la parte superior de los sistemas hidrotermales naturales (En la Figura 1 se puede ver un par de ejemplos de sistemas hidrotermales volcánicos).

Lindgren (1922, 1933) definió el término “epitermal”, caracterizando este tipo de depósitos minerales en función de la mineralogía 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 teluros 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 emplazamiento se han ido acotando y redefiniendo con el tiempo. Buddington (1935) indicó que, en ambientes próximos a la superficie, 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 eventualmente mayores), y a profundidades desde la superficie 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).



LOCALIZACIÓN Y RELACIÓN CON EL VULCANISMO

La mayoría de los depósitos epitermales conocidos hoy en día están situados alrededor del margen Circum-Pacífico, asociados al termalismo tardío de los sistemas volcánicos operantes en dicho margen desde el Terciario (White et al., 1995).

En su totalidad, 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 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 migración 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). En el margen 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 que en el margen oriental del Pacífico y el Caribe (generalmente en contexto de arcos continentales), tienen edades entre el Cretácico y el Mioceno superior (Sillitoe, 1994). En Australia, abundan los casos de depósitos epitermales paleozoicos (Wake y Taylor, 1988; Wood et al., 1990; Whiteet 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).

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 depósitos epitermales fósiles y sus equivalentes geotérmicos actuales.



En la mayoría de los casos, los depósitos epitermales 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. En el caso relativamente poco común en que los depósitos epitermales se hallan asociados a vulcanismo básico, éste es de afinidad alcalina o shoshonítica, como es el caso del yacimiento Emperor en Fiji (Anderson y Eaton, 1990), o bien se trata de vulcanismo bimodal basáltico-andesítico. El encajante volcánico suele ser del tipo central a proximal, muy típicamente con rocas efusivas o piroclásticas (Sillitoe y Bonham, 1984), aunque excepcionalmente 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 encajantes, cuya abundancia en estos elementos



suele ser siempre muy baja. Por lo tanto, estos elementos pueden ser útiles en prospección geoquímica.



FACTORES DE CONTROL DE EMPLAZAMIENTO

Según White y Hedenquist (1990), los principales factores 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 naturaleza 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 encajantes.

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 características 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 fluidos 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 encajante como para la

mineralización en sí.

5. El posible desarrollo de permeabilidad contemporáneamente al hidrotermalismo y/o cambios

en el gradiente hidráulico de la zona.

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 principales de depósitos epitermales.

En un extremo se encuentra un conjunto de fluidos profundos reducidos y con pH cercanos a la neutralidad (en los que el azufre se presenta con su estado de oxidación de -2, esto es, “baja sulfuración”). Estos fluidos están esencialmente en equilibrio con las rocas encajantes alteradas, debido a su ascenso relativamente lento, lo que resulta en un sistema dominado por dichas rocas (Giggenbach, 1992a). Los sistemas geotérmicos de este tipo se sitúan típicamente a una cierta distancia de los edificios volcánicos con los que pueden estar genéticamente asociados, aunque estos sistemas pueden encontrarse igualmente en zonas sin actividad volcánica contemporánea. En la mayoría de los casos, estos sistemas son activados por intrusiones situadas hasta 5 ó 6 km bajo la superficie. Este grupo coincide grosso modo con los depósitos de baja sulfuración en el sentido de Hedenquist (1987).



En líneas generales, los fluidos de baja sulfuración (BS) son una mezcla de aguas-lluvias (aguas meteóricas) que han percolado a subsuperficie y aguas magmáticas (derivadas de una fuente de roca fundida a mayor profundidad en la tierra) que han ascendido hacia la superficie. Los metales preciosos han sido transportados en solución como iones complejos y para fluidos de baja sulfuración la precipitación de metales ocurre cuando el fluido hierve al acercarse a la superficie (ebullición).

En el extremo opuesto, se encuentran sistemas volcánico-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 constituidos por aguas extremadamente ácidas. Estos fluidos, de carácter eminentemente ácido y oxidado (y, por tanto, con azufre en estado de oxidación +6 o +4, o sea, “alta sulfuración”, en forma de SO4= o SO2), se encuentran notoriamente en desequilibrio con las rocas encajantes, poniendo de manifiesto el carácter 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 generadoras de estos sistemas pueden ser muy próximas a la superficie e, inclusive, llegar a ser eruptivas. Este grupo coincide grosso modo con los depósitos de alta sulfuración en el sentido de Hedenquist (1987).

En líneas generales, los fluidos de alta sulfuración (AS) se derivan principalmente de una fuente magmática y depositan metales preciosos cerca de la superficie cuando el fluido se enfría o se diluye mezclándose con aguas meteóricas. Los metales preciosos en solución derivan directamente del



magma o pueden ser lixiviados de las rocas volcánicas huéspedes a medida que los fluidos circulan a través de ellas.

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.



CAPITULO 2.- GEOQUÍMICA DE LOS YACIMIENTOS TIPO PÓRFIDOS

DEPOSITOS TIPO PORFIDOS

Se denominan pórfidos porque frecuentemente, pero no exclusivamente, se asocian con rocas ígneas intrusivas con fenocristales de feldespato en una masa fundamental cristalina de grano fino.

Este tipo de yacimiento se conocen como “Porfidítico” o Diseminado” o simplemente “Pórfido” La textura porfírica indica que los magmas intruyeron y cristalizaron cerca de la superficie y debido a su naturaleza relativamente poco profunda se denominan intrusivos epizonales, pero ellos pueden ser equigranulares con grano moderadamente grueso.

Los depósitos de pórfido se pueden subdividir en distintos tipos considerando su contenido metálico. Estos tipos incluyen Cu, Cu-Mo, Cu-Au, Au y Mo. En general los pórfidos ricos en Cu o Au se asocian a intrusivos derivados por cristalización fraccionada de magmas máficos originados en fusión parcial del manto en márgenes convergentes de placas (márgenes continentales activos y arcos de islas).

Los pórfidos de molibdeno se asocian a intrusiones félsicas derivadas de magmas con una importante componente de corteza continental re-fundida.

Edad: presentan una clara asociación espacial con las franjas orogénicas mesozoicas-cenozoicas especialmente en el Terciario Medio-Temprano y en Cretáceo. La excepción son los depósitos del Paleozoico de la antigua Unión Soviética y algunos del precámbrico.

Marco tectónico

Márgenes convergentes de placas y arcos magmáticos ligados a subducción. Pórfidos Cu-Mo = Márgenes continentales activos Pórfidos Cu-Au = Arcos de islas Pórfidos de Mo = Parte interna (lado del continente) de arcos magmáticos). Pórfidos de Sn-W = Tras-arco

Pórfidos cupríferos en el mundo: principalmente en márgenes convergentes actuales o pasados.



Principalmente en cadenas orogénicas calcoalacalinas Mz-Cz

Su gran tamaño en los pórfidos de Cu y/o Mo sus tonelajes de sus reservas se expresan en

centenares de millones de toneladas (100 a 600 o más) contribuyendo con un 50 a 70% de la

producción mundial respectivamente, algunos sobre pasan los 1000 M de toneladas, los de Sn son

de menor tamaño, entre 2-20millones de toneladas. En los pórfidos de Cu, el Mo y el Au son los

subproductos más importantes; W, Mo, Bi y fluorita del estaño y los pórfidos de Mo no suelen tener

un producto de interés, con algunas excepciones en que se presenta Sn, W y pirita.

El mayor productor de cobre es Chile con unos 2Mt que son el 22% de la producción mundial seguido

de EEUU con el 19%, Rusia, Canadá, Zambia, Perú y Australia.

Los depósitos de tipo pórfido están relacionados genética y espacialmente con intrusiones ígneas

félsicas. Por lo general existen varios cuerpos de rocas intrusivas, emplazadas en varios pulsos y los

pórfidos cupríferos se asocian frecuentemente con enjambres de diques y brechas. Las rocas de caja

intruidas por los pórfidos pueden ser de cualquier tipo.

Tanto los intrusivos, como las rocas de caja típicamente muestran un fracturamiento fuerte y

pervasivo. La única condición para la mineralización es que la roca huésped sea rígida o frágil desde

el punto de vista estructural.



ALTERACION Y MINERALIZACION

Los primeros estudios detallados de alteración de las rocas encajadoras de pórfidos cupríferos se realizaron en Cerro Pasco, Perú (Graton y Bowditch, 1936) y en Butte, Montana (Sales y Meyer, 1948, 1949). Sales y Meyer concluyeron que la alteración fue progresiva, causada por la continua interacción de la misma solución hidrotermal con las rocas de caja. Sales (1913) ya había notado una clara zonación tanto lateral como vertical de minerales sulfurados en Butte, desde una zona central con minerales con Cu a hacia esfalerita y galena hacia fuera. Butte se transformó en un ejemplo clásico de zonación de minerales hidrotermales en depósitos minerales (Park, 1955). La zonación involucraba una secuencia de alteración argílica avanzada, a sericítica, a argílica intermedia al aumentar la distancia de las vetas (Meyer y Hemley, 1967). Estas observaciones sirvieron de base para el trabajo experimental posterior de Hemley (Hemley, 1959; Hemley y Jones,1964). Gilluly (1946) también reconoció un núcleo de rocas alteradas a ortoclasa-cuarzo-magnetita- biotita-(clorita) asociadas con pegmatita en una etapa temprana de mapeo superficial de la zonación de alteración en Ajo, Arizona. Esta pegmatita a su vez estaba relacionada a menas hipógenas de alta ley de Cu y rodeada por un halo sericítico y pirita (Gilluly,1946, plate 27).

La mineralización y alteración pueden presentarse tanto en intrusivos, como en las rocas de caja. El núcleo del sistema mineralizado presenta la alteración hidrotermal más intensa, la que se denomina potásica debido a que se agrega potasio a las rocas afectadas por esta alteración. En la zona potásica se desarrollan biotita, feldespato potásico y cuarzo a expensas de minerales previamente existentes en las rocas. El predominio de biotita o feldespato potásico depende esencialmente de la disponibilidad de Fe o Mn en las rocas alteradas o en el fluido hidrotermal, de modo que rocas más máficas con alteración de este tipo presentan usualmente dominio de biotita, mientras rocas más félsicas dominio de feldespato potásico.

La zona potásica grada hacia fuera a una zona fílica que contiene cuarzo y muscovita, usualmente en una variedad de grano fino denominada sericita que es en realidad una fase intermedia entre illita y muscovita.

La zona fílica pasa hacia fuera a una zona argílica donde se desarrollan minerales de arcilla y cuarzo. La alteración hidrotermal más externa corresponde a la zona Propilítica que contiene clorita, epidota y carbonato, la cual grada hacia fuera a rocas inalteradas o frescas.

Todas estas zonas de alteración no necesariamente se presenta en todos los depósitos de tipo pórfido: cualquiera de ellas puede estar ausente, por Ej. la zona argílica, típicamente la más pequeña, frecuentemente puede estar totalmente ausente.

Generalmente la mineralización presenta un núcleo de baja ley que contiene pirita diseminada que grada hacia fuera en una zona de mena. En la zona de mena se presentan vetillas y diseminación de pirita con calcopirita subordinada (mena de cobre) y molibdenita (mena de molibdeno). Es frecuente el desarrollo de una zona de pirita externa la que pasa hacia fuera a roca no mineralizada. La zona de mena en los pórfidos cupríferos usualmente se presenta dentro del núcleo de alteración potásica y puede extenderse dentro de la zona fílica, frecuentemente en el sector más interno se presenta una mayor proporción de sulfuros ricos en cobre como bornita, gradando hacia fuera a una mayor proporción de calcopirita, para finalmente en el sector más externo solo sulfuros de Fe (pirita).

Normalmente no existe un límite físico del cuerpo mineralizado que puede ocurrir tanto en intrusiones, como en rocas de caja, consecuentemente el límite de un yacimiento de este tipo es fijado en términos económicos con una ley de corte.



La formación de este tipo de depósitos involucra un proceso magmático, que incluye un mecanismo denominado “segunda ebullición” o “ebullición retrógrada”, por el cual el agua (y otros volátiles) saturan un magma como resultado de su cristalización. Con el progreso de la cristalización de un magma, el volumen de agua disuelta en la masa silicatada fundida aumenta proporcionalmente, dado que el agua no se incorpora en los silicatos en cristalización. Por ejemplo, suponiendo que un magma tiene un 2% de agua disuelta en volumen, para cuando haya cristalizado un 50% de este magma en minerales silicatados, el magma remanente tendrá un contenido de agua disuelta de 4% en volumen.

Debido a que el agua hierve a 100ºC y el magma tiene temperaturas que superan 600-700ºC, el exceso de agua es esencialmente expulsada en forma gaseosa (de ahí el término de segunda ebullición) si es liberada cerca de la superficie terrestre. Cuando se libera esta agua, elementos como el azufre, cobre, molibdeno y oro pueden concentrarse en solución en ella. Cuando la parte acuosa del magma es expulsada por ebullición el exceso de presión produce brechización y fracturamiento de las rocas intrusivas y rocas de caja, lo que provee vías permeables para que las soluciones hidrotermales de derivación magmática fluyan a través de las rocas y depositen su carga metálica.

Por otra parte, el subsecuente enfriamiento del magma intrusivo produce la circulación de aguas subterráneas en las rocas de caja circundantes en torno al centro de calor, generando celdas convectivas similares a las que existen en los fondos oceánicos, cuyos conductos de emisión forman los depósitos de sulfuros masivos. Sin embargo, el rol principal que se asigna a estas celdas convectivas en los pórfidos cupríferos es el de producir un rápido enfriamiento del sistema a niveles someros, proveyendo una trampa fría para desestabilizar complejos iónicos clorurados que transportan metales y consecuentemente precipitar sulfuros metálicos concentrando mineralización.

Una zonación vertical de la mineralización cuprífera también se puede desarrollar en zonas áridas cálidas, donde las aguas superficiales tienden a redistribuir el cobre de un sistema de pórfido expuesto, concentrándolas en otro lado. Estos enriquecimientos se denominan supérgenos y contienen minerales de alta ley de cobre tales como los del grupo de la calcosina. Las aguas oxidantes superficiales disuelven el cobre del mineral hipógeno o primario original y lo transportan en forma de sulfatos descendiendo hasta el nivel de aguas subterráneas donde encuentran una zona reductora y precipita como sulfuro supérgeno. La presencia de un nivel de enriquecimiento supérgeno indica la existencia previa de un gran sistema porfírico hipógeno original que fue exhumado hasta zonas superficiales oxidantes.

Los pórfidos cupríferos se presentan en marcos geológicos similares a los depósitos Epitermales de oro y ellos comparten muchas de las características y procesos de formación. Algunos depósitos epitermales son parte integral de sistemas mayores de tipo pórfido.

Lowell y Gilbert (1970) usaron su estudio del sistema San Manuel-Kalamazoo en Arizona, el que está separado por una falla, para destacar la zonación vertical y horizontal. Basados en este conocimiento, estos autores compilaron datos de otros 27 pórfidos cupríferos de distintas partes del mundo para establecer un modelo de zonación de alteración (ver figura).



Zonación de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero típico, como la sintetizara Lowell y

Gilbert (1970); la compilación estuvo basada principalmente en ejemplos del suroeste de Estados Unidos. Ligeramente modificada de Lowell y Gilbert (1970) agregando una zona poco profunda de alteración argílica avanzada (AA). Otras abreviaturas: K = potásica; A = argílica; QSP = cuarzo- sericita-pirita; P =

propilítica.

El modelo clásico de Lowell y Gilbert (1970) Economic Geology V.65, p. 373-407; basado en el estudio de los depósitos de San Manuel - Kalamazoo. Zonación de tipos de alteración hidrotermal relacionados a intrusiones ígneas:

Zona potásica, en el núcleo del sistema: biotita, ortoclasa y cuarzo. Zona Fílica (Sericítica), envuelve al núcleo potásico: cuarzo, sericita y pirita (hasta 20% del volumen). Zona argílica, externa a la sericítica: minerales de arcilla,montmorillonita, clorita,

pirita. Zona propilítica, halo de alteración más externo, normalmente fuera del cuerpo de

mena económica: clorita, epidota, albita, calcita A niveles profundos reconocen un núcleo de cuarzo, sericita, clorita, feldespato potásico y

una zona externa de clorita, sericita, epidota,magnetita.

Zonación de mineralización hipógena (primaria):

Núcleo de baja ley: bajo contenido de calcopirita, pirita, molibdenita; magnetita en porción profunda.

Zona de mena, formando un cilindro en la parte externa de la zona de alteración potásica e interna de la zona de alteración sericítica: calcopirita (1-3%), pirita (1%), molibdenita (0,03%).



Zona de Pirita, corresponde ~ zona fílica: pirita (10%), calcopirita (0.1-3%), trazas de molibdenita.

Zona de baja pirita, ~ coincidente con zona propilítica: 2% pirita. Zona Periférica: calcopirita, galena, esfalerita, Au, Ag.

Distribución de zonas de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero de acuerdo al modelo

clásico de Lowell y Gilbert (1970). Núcleo de alteración potásica rodeado de alteración fílica

(cuarzo-sericítica), alteración argílica local en torno a zona fílica y halo externo de alteración

propilítica.

Distribución de minerales de mena en un pórfido cuprífero típico. py= pirita, cpy =

calcopirita , mo = molibdenita , mt = magnetita.



Zonación por efectos supergenos en un pórfido cuprífero: Gossan o sombrero de hierro en la

parte superior (minerales oxidados de hierro), seguido en profundidad por una zona

lixiviada (leached zone), luego de una zona oxidada (minerales oxidados de cobre), luego

una zona de enriquecimiento supergeno (sulfuros secundarios) y la zona primaria o

hipógena en profundidad.



La secuencia de alteración es la siguiente: 1) formación de las zonas de alteración potásica y propilítica; 2) desarrollo de la alteración fílica (hacia fuera y arriba); y 3) formación de facies de alteración argílica en la parte superior del sistema.

Esta última puede ser avanzada, implicando la presencia de minerales tales como caolinita y alunita. Se reconoce un solape temporal y espacial en esta secuencia. De 1 a 3 la participación de aguas meteóricas en el sistema hidrotermal es cada vez más importante. De hecho, la parte superior del sistema hidrotermal entra de lleno en el campo epitermal (alteración argílica avanzada), y en la misma pueden formarse mineralizaciones auríferas, en un ambiente más superficial (desde unos 2 Km. de profundidad hasta la superficie).

Sillitoe (1983), en base a una asociación geológica común, postuló una relación íntima entre cuerpos de sulfuros masivos con enargita y pórfidos cupríferos. Esos cuerpos con enargita son reconocidos actualmente como depósitos epitermales de alta sulfuración. Poco después este autor revisó una variedad de tipos de brechas presentes en yacimientos de tipo pórfido (Sillitoe, 1985), muchas de ellas relacionadas a múltiples fases de intrusión durante la alteración hidrotermal y mineralización. Esta multiplicidad típicamente produce una serie muy compleja de eventos y en la mayoría de los casos la historia intrusiva se ha determinado solo por el mapeo de relaciones de corte de conjuntos de venillas como lo enfatizó Kirkham (1971). Además, Sillitoe (1975,1991, 1993) reconoció la presencia de un “lithocap” o cubierta con alteración argílica avanzada (Sillitoe,1995) en muchos pórfidos cupríferos de las regiones sureste y suroeste del Pacífico (Fig. 1B). Esta alteración actualmente se considera como un atributo esencial de sistemas de pórfido cuprífero, porque se forma a poca profundidad por la absorción por parte de aguas subterráneas de vapor que se separa de un líquido hipersalino asociado con la alteración potásica en profundidad (Hedenquist et al., 1998). La alteración argílica avanzada puede sobreimponerse a las asociaciones de minerales de alteración más profundos, talvez en respuesta al colapso de un sector de un edificio volcánico (Sillitoe, 1994).



Fig. 1B. Zonación de alteración en pórfidos cupríferos mostrando la relación con domos post-minerales o complejos de diatremas, incorporando observaciones de Sudamérica, el Pacífico suroeste y de otras

partes (de Sillitoe, 1993). El “lithocap” de alteración argílica avanzada es típico sobre pórfidos cupríferos (Sillitoe,

1995), porque su formación está ligada a la alteración potásica (véase el texto); sin embargo, la mayor parte o toda esta zona de alteración somera está comúnmente erosionada.

Uno de los estudios más detallados de un pórfido cuprífero fue llevado a cabo en El Salvador, Chile (Gustafson y Hunt, 1975). En éste depósito existen múltiples intrusiones de stocks tempranos y tardíos respecto a la mineralización, similarmente a lo reconocido en otros distritos (Kirkham, 1971), estas inyecciones magmáticas crearon una compleja serie de eventos que se comprendió solo después de una cuidadosa documentación de relaciones de corte. Cerca de tres cuartos de la mena cuprífera de El Salvador se depositó a partir de un fluido de derivación magmática como calcopirita y bornita asociadas a alteración potásica y en venillas tempranas de tipo A. Estas venillas están formadas en su mayor parte por cuarzo anhedral y son irregulares y discontinuas. La intrusión del Pórfido L modificó los patrones de alteración de mineralización y fue seguida por venillas planares de cuarzo con molibdenita de tipo B. Venillas tardías tipo D con sulfuros, cuarzo y anhidrita, con halos de sericita y clorita, cortan todas las pre-existentes. Estas venillas en El Salvador son radiales, cortan a intrusiones tardías y a las que contienen bornita, calcopirita y enargita. La venillas de tipo A se formaron en un ambiente en que las rocas, debido a su alta temperatura, tenían un comportamiento mecánico casi dúctil, mientras las de tipo B en condiciones transicional frágil-dúctil y la de tipo D en un régimen netamente frágil, lo que reflejaría un progresivo enfriamiento del sistema (el comportamiento mecánico de las rocas



depende principalmente de la temperatura) acompañado de un cambio desde condiciones de presión litostática a hidrostática desde la etapa de alteración potásica a la fílica. Consecuentemente los estudios de pórfidos comenzaron a dar luces sobre los procesos magmáticos y su ligazón con características de los sistemas hidrotermales (Fournier, 1991, 1999).

Estudios más recientes de Proffett y Dilles (1984), Dilles (1987), Dilles y Proffett (1995) en el bien expuesto distrito de Yerington, (Nevada) revelaron la naturaleza de las raíces magmáticas de los sistemas porfíricos. Fallas post-minerales y la rotación de bloques expusieron porciones del sistema por más de 6 km en sentido vertical. Aquí diques asociados con la mineralización de tipo pórfido pueden ser seguidos hasta un cuerpo granítico mayor (Granito Luhr Hill; ~65 km3) ubicado en una paleoprofundidad de 6 a 9 km y emplazado en el centro de un batolito mucho mayor, del cual a su vez el plutón de granito derivó por diferenciación magmática. El granito no alterado de Luhr Hill contiene solo ~10 ppm Cu con una razón Cu/Zn 0.25, en contraste a ~60 ppm Cu y una razón Cu/Zn≈1 en el batolito más temprano. La formación del pórfido de Ann Mason fue por fluidos magmáticos exsueltos relativamente tarde desde el granito Luhr Hill y que ascendieron a lo largo de diques cogenéticos para concentrar metales a una paleoprofundidad de menos de 4 km. El bajo contenido de Cu del granito progenitor indica que mucho del Cu fue perdido durante la cristalización de esta intrusión. En contraste, no se conoce mineralización asociada a las partes más tempranas y con mayor contenido de Cu del batolito (Dilles y Proffett,1995).



PÓRFIDOS DE COBRE EN EL PERÚ

Este tipo de yacimientos en el Perú se encuentra en los siguientes ambientes geológicos: en la

franja

BATOLITO DE LA COSTA

Los pórfidos de cerro verde, santa rosa y cerro negro esta ubicados en el segmento de Arequipa

del Batolito de la Costa.

Geología

Ocurre el gneis Charcani en el sector de NO Precambrico. La granodiorita Yarabamba es la roca ígnea de mayor exposición del Terciario inferior, con una primera generación de emplazamiento de un pórfido monzonitico-tonalitico y una segunda generación de un pórfido de una misma comosicion, con textura de granos menores que el de la primera generación. La edad estos pórfidos es de 56Ma, corresponde al terciario inferior. Asociados a estos pórfidos se tienen brechas de fiferente composición por efecto de una expansión violenta de soluciones acuosas por disminución de presión y temperatura.

La granodiorita Yarabamba, como parte del batolito de la costa, incluye al gneis Charcani, generando fracturamiento de rumbo N-S en el gneis. Posteriormente se emplazaron cuerpos hipabisales porfiriticos causantes de la mineralización Cu-Mo en el contacto del gneis, zona con la granodiorita, zona de debilitamiento de rumbo NO.



El tectonismo posterior a la mineralización produjo fallas y fracturas de rumbo NO-SE y N 20°.30° E que desplazan a los anteriores en 25m.

Mineralización

La distribución vertical por zonas es la siguiente: Zona lixiviada, con limolita, jarosita, goethita, hematita. Zona de oxidos y mixtos, con brocantita, neotosita, malaquita, tenorita, crisocola, calcantita y cuprita. Zona de enriquecimiento secundario con calcosina, covelina, digenita, bornita. Zona de sulfuracion primaria con pirita calcopirita, molibdenita, magnetita, galena, esfalerita, pirrotita, tetraedrita, cobre nativo, oro libre, plata, anhidrita.

La colcopirita es el principal mineral de mena como sulfuro primario. Además se tiene cuarzo y algunas brechas como turmalina. La mineralización de cobre se presenta, 40% en la granodiorita Yarabamba, 29% en el gneis de Charcani, 21% en los pórfidos monzoniticos- tonaliticos y 10% en las brechas siliceas con cuarzo y turmalina. Con la hipógena se tiene un núcleo de mayor temperatura, de alteración potásica con ensamble de ortosa-biotita/anhidrita, biotita-ortosa/anhidrita, cobre primario mayor de 0,6% y abarca el 80% del área total.

El deposito es de forma elíptica y las dimensiones en sección horizontal son de 1200m a 850m.

Interpretación generalizada

El cuerpo mineralizado de Cerro verde tiene una inclinación de del eje 70°-85° SO (hacia santa Rosa). La mineralización en Santa Rosa está emplazada en granodiorita





Y en porfidos monzoniticos, muestra una tendencia con inclinacion al NE (hacia cerro verde) Significa

en profundida ambos porfidos se unen. La alteracion hipogena entre ambos porfidos es amplia (Fig.

N°75).

La edad de mineralización de Cerro Verde es de 56Ma, de Santa Rosa de 59Ma. Cerro Negro, es el

de mineralización más reciente y de ambiente más superficial respecto al Cerro Verde y Santa Rosa.

Los tres porfidos de Cu estan controladas por estas estructuras regionales, sus rasgos superficiales

son similares, con ocurrencia de brechas hidrotermales que indican gran activida hidrotermal.

CUAJONE

Ubicación.

Se emplaza al sur del peru, en el departamento de Moquegua, en el batolito de la Costa entre 3150 3500msnm, interceptado por las quebradas Chuntacala y Torata.

Geología

En el area ocuren rocas volcanicas del grupo Toquepala pertenecientes al Cretaceo superior-Terciario inferior, contituidas de mas antiguo a mas joven por andesitas basalticas, riolita porfiritica y la dolerita Toquepala. Entre 1 y 2 km al oeste y 1,7km al este del cuerpo mineralizado se tiene stocks de diorita pertenecientes al Terciario inferior. Hubo eventos igneos posteriores relacionados a la mineralización que se explica posteriormente(Fig. N° 76. 77 y 78).

Las estructuras tienen rumbo NO, las fallas Botiflaca y Viña Blanca forma un corredor donde se emplaza el yacimiento.









Yacimiento mineral

Se emplazó en un cuerpo intrusivo elongado de la latita porfirítica 2,5km de largo por 0,7km de ancho, el eje mayor del stock tiene rumbo N-O, está bastante alterado en el sector SE, decrece la alteración al NO, pertenece al terciario superior (57-52Ma). Hubo tres pulsos magmáticos.

El primer pulso en la latita porfirítica, que está bastante alterada, se ubica en el sector SE, y es responsable de la mineralización de cobre-molibdeno en Cuajone (Fg.N°80).

El tercer pulso en la latita porfirítica, está ubicado en el sector de NO, en el valle del Rio Torata, es una alteración débil, sin mineralización de cobre (Fg.N°81).

El segundo cuerpo de latita porfirítica, origino cuerpo de brecha que rodean dicha intrusión, con leyes de cobre de 0,4% Cu a 0,1% Cu. Con esta intrusión se emplazaron también diques de latita porfirítica.

Casi en forma simultánea a la intrusión de la latita porfirítica hubo alteración hipogena potásica de mayor temperatura (Fig. N°82) y mineralización del yacimiento (Fig. N°83).

Hubo una erosión casi total del volcánico pre-intrusivo (Fig. N°84), depositacion posmineral del volcánico Huaylillas (24 a 15Ma)(Fg. N°85), segunda etapa erosiva (Fg.N°86), depositación posterior del conglomerados (Fg.N°87), tercera etapa de erosión (Fg.N°88), depositacion de los volcánicos Chuntacalla (14-19Ma)(Fg. N°89), y la cuarta etapa erosiva (Fg.N°90 ) con la formación de los valles Torata y Chuntacalla (Fg. N°91).

Las alteraciones hidrotermales tiene una extensión de 4km de diámetro, están representadas por alteración potásica en profundidad, que a la fecha no aflora, con el ensamble de biotita, magnetita, clorita, anhidrita y alteración fílica potásica.

Alteración fílica con ensamble de cuarzo, sericita, pirita; alteración fílica -Propilítica, y alteración Propilítica con el ensamble de epidota, calcita, pirita y clorita.

La zona de enriquecimiento secundario, tiene de 78 a 28 m de potencia con calcosina, bornita, digenita, covelita, pirita y calcopirita.

La zona primaria contiene pirita, calcopirita, bornita, esfalerita, galena, enargita.

La ley promedio del molibdeno es de 0,0033% S2Mo no es soluble como el cobre.

MINAS CONGA

Exploraciones realizadas desde 1992 hasta 1999 han puesto en evidencias dos yacimientos de porfidos de oro-cobre, Perol y Chailhuagón, el primero d emayor importacia.

Ubicación

Los porfidos de Au-Cu del yacimiento minas Conga se encuentra en el norte del Perú, departamento de Cajamarca, en la Franja Sedimentaria Mesozoica de la Cordillera





Occidental . El porfido de Au-Cu de Chailhuagon, su afloramiento se ubica en la parte media (erosionada) del sistema. El porfido de Au-Cu de Perol es un porfido menos erosionado y mas completo respecto a Chailhuagon (Fg. N°108). Yacimiento Perol Geologia Se emplaza en diorita y en un porfido cuarzo feldespatico del Terciario que han intruido rocas sedimentarias limo- calcareas del Cretaceo superior. De los intrusivos la diorita es la mas antigua (43Ma). En la periferia se tiene tambien diques andesiticos, daciticos y diques de brecha que son posterior a la mineralizacion. Ocurren cuerpos lenticulares de skarn al oeste y norte del yacimiento. El fallamineto y fracturamiento tiene 3 juegos N 40°-60°, juegos N-S, y juego E-O. Mineralización En el porfido es de oro-cobre , con calcopirita, bornita, covelita, pirita, magnetita, en vetillas y desiminado en cajas. Esta mas ligada a las facies filica con un denso stockwork de cuarzo (Fg. N°109). La mineralizacion en el area de Skarn esta zoneada : i) Au-Cu, ii) Zn, Pb, Ag, Au-Cu. Su zonamiento es concentrico, desde lla zona central de oro-cobre, a la periferie Zn-Pb-Ag. El enriquecimiento secundario es muy restringido, ocurre parcialmente en los primeros 50m de profundidad. En la alteración hidrotermal no hay un zonamiento clasico propio de los porfidos. El porfido tiene alteraciones potasica, filica, argilica, argilica intermedia, propilitica y argilica avanzada. Para el skarn i) skarn de Au-Cu, ii) skarn polimetalico. Los recursos indicados son de 9 millones onzas de oro y 2400 millones libras de cobre.





Yacimiento Chailhuagón

Geología

Chailhuagón es un yacimiento Au-Cu emplazado en el stock microgranodioritico de edad del Mioceno (+- 23 Ma), intruye a las rocas calcáreas de la formación Yumagual del cretáceo superior, de rumbo E-O y buzamiento 20-25 N. el intrusivo ha formado una franja de 100 a 200m de mineralización en la caliza, muy poca skarnización. Calizas como remanentes del techo han sido englobadas y skarnizadas.

El stock microgranodioritico es elongado según la dirección N-S, de 2km y de 0.5 a 0.7km de ancho.

La mineralización está ligada a tres juegos de fallamiento y fracturación:

Juego N 5°.20°

Juego N 40°- 50° E

Juego E-O, y un juego tardío N 45° O

Yacimiento mineral

La alteración hidrotermal está representada por la alteración potásica, Propilítica, fílica y clorita (Fig. N°110)

La mineralización está constituida por: pirita, calcopirita, bornita, trazas de molibdenita; sulfuros secundarios como calcosina, covelina; además magnetita hematita.

El oro se presenta como inclusiones finas calcopirita, bornita, ocasionalmente en pirita y cuarzo. La correlación Au-Cu es muy buena.

Los sulfuros ocurren como relleno en stockwork y como diseminación en las cajas. Se estima un recurso de 2,28 millones de onzas de oro 482 millones de libras de cobre.



GEOQUÍMICA DE LOS SKARN

GENERALIDADES

El término Skarn fue introducido por petrólogos metamórficos suecos para designar rocas

metamórficas regionales o de contacto constituidas por silicatos de Ca, Mg y Fe derivados de un

protolito de calizas y dolomitas en las cuales se ha introducido metasomáticamente grandes

cantidades de Si, Al, Fe y Mg. De modo que se entiende por Skarn rocas que contienen minerales

calcosilicatados, tales como por ejemplo: diópsido, wollastonita, granate andradita y actinolita.

Estas comúnmente ocurren en aureolas metamórficas de contacto en torno a plutones que intruyen

secuencias calcáreas.

A este tipo de rocas metamórficas se asocia un variado grupo de depósitos minerales

extremadamente irregulares, los que pueden formar lenguas de mena que se extienden a lo largo

de cualquier estructura planar (estratificación, diaclasas, fallas, etc.) y su distribución dentro de la

aureola de contacto de un intrusivo es a menudo caprichosa. Los cuerpos de mena pueden terminar

abruptamente con cambios en la estructura.

DEFINICIÓN DE SKARN

Es una vieja palabra de la minería sueca que se refiere a una ganga de silicatos (anfíboles, piroxenos, granates, etc.) de ciertos depósitos de hierro y sulfuros de edad antigua, particularmente aquellos que han reemplazado calizas y dolomitas con introducción de grandes cantidades de Si, Al, Fe y Mg.

Algunos la usan como sinónimo de tactita.

No implica presencia o ausencia de mineralización

Si hay mineralización = Depósito de tipo skarn

SKARN: Roca granular consistente en silicatos de Ca (ejemplo: granate, piroxeno, anfíbol); no implica presencia o ausencia de mineralización.

Se refiere a una asociación de silicatos de calcio y metales asociados, cuyo origen es el resultado de procesos que involucran un reemplazamiento metasomático e hidrotermal, también llamados pirometasomáticos, relacionados en tiempo y espacio al enfriamiento de cuerpos ígneos ácidos a intermedios, y a la acción de las emanaciones magmáticas que reaccionan con la roca de caja carbonatada.

DEPÓSITOS DE SKARN

Temperatura de 600°–650°C, menor en skarns de Pb-Zn Presión de uno a varios kilobares Muchos asociados con pórfidos cupríferos sugieren niveles relativamente someros y

menores temperaturas.



Los minerales calcosilicatados diópsido (clinopiroxeno), andradita (granate cálcico) y wollastonita (piroxenoide) son los dominantes en skarn mineralizados e indican, junto con otras evidencias, que

el rango de formación de skarn es en general de 400º-600ºC.

CARACTERÍSTICAS GENERALES

Formados por metamorfismo regional o de contacto por procesos metasomáticos que involucran fluidos magmáticos, metamórficos, meteóricos y/o marinos.

Cerca de intrusiones, a lo largo de fallas y zonas de cizalla, en sistemas geotermales superficiales, en el fondo oceánico y a profundidad en corteza continental.

En todos los continentes y en rocas de todas las edades (especialmente Mesozoicos)

Principalmente en calizas.

Pueden formarse además donde las calizas no están, virtualmente en cualquier clase de roca:

arenisca, lodolita, granito, basalto, komatita.

FORMA Y TAMAÑO

Los depósitos son relativamente pequeños.

Distribución de manera irregular y altamente variada alrededor de los centros de actividad ígnea.

Incluye cuerpos estratiformes y tabulares, pipas verticales y lentes estrechos y zonas irregulares de

mena que son controladas por los contactos intrusivos.

ROCAS ASOCIADAS

Rocas carbonatadas y sedimentos. Se desarrollan mejor en los bordes de masas intrusivas de composición intermedia, como

granodioritas y monzonitas. Adyacentes al contacto, en rocas relativamente no reactivas como las cuarcitas pueden no

tener ningún cambio, mientras que otras como las calizas pueden ser alteradas varios kilómetros.

Las nuevas rocas que se forman son generalmente de grano muy fino y se denominan hornfelsas.



MINERALOGÍA

Primera fuente mundial de tungsteno (W), grandes productores de cobre, hierro, molibdeno y zinc

y una fuente menor de cobalto, oro, plata, plomo, bismuto, estaño, berilio y boro.

Son fuente de minerales industriales tales como:

Grafito, asbesto, wollastonita, magnesita, flogopita, talco y fluorita.

Los principales minerales de mena (altamente variables de un depósito a otro) son:

Molibdenita

Magnetita

Esfalerita

Galena

Calcopirita

Bornita

Arsenopirita

Marcasita

Wolframita

Scheelita

Pirita

Secundarios pirrotina, casiterita, hematites, oro y sulfosales de bismuto y plata.

Los minerales de ganga están representados por

Granates, piroxenos, olivino, piroxenoide, anfíboles, epidota y plagioclasa.



AMBIENTE TECTÓNICO

Arcos de islas Márgenes

Modelo tectónico esquemático de una zona de subducción en un margen de tipo andino mostrando la evolución del magma, desde su origen inicial en la cuña de manto astenosférico, hasta el ambiente volcánico y sub - volcánico involucrado en la generación y emplazamiento del skarn.



Ambiente de formación de los Skarn, referido a un arco magmático donde los intrusivos de composición media - ácida entran en contacto con rocas sedimentarias del tipo calizas y dolomitas y de esta interacción suceden fenómenos de metamorfismo de contacto y que posteriormente con el enfriamiento del intrusivo se liberan fluidos que reaccionan con las calizas y sucede el fenómeno de metasomatismo. (Modificado de Meinert, 1983).

CLASIFICACIÓN DE LOS DEPOSITOS TIPO SKARN

De acuerdo con el tipo de material primario y la asociación de silicatos:

J Skarn magnesiano si la roca reemplazada es dolomita y los silicatos son magnesianos

(forsterita, serpentina y diópsido).

J Skarn cálcico si la roca reemplazada es caliza y los silicatos son de Fe-Ca (andradita,

hedenbergita, grosularia, wollastonita, tremolita, epidota).

Clasificación Económica de los Skarns

La tendencia moderna es a adoptar clasificaciones descriptivas basándose en el metal económico dominante.

Siete tipos principales de skarn:

Fe S



W Mo

Pb-Zn Au

Cu

MANERAS DE FORMAR SKARNS

Recristalización metamórfica (isoquímica con pérdida de CO2, H2O, SO2, etc., cambios mineralógicos reflejando el protolito y circulación de fluidos a alta temperatura) --> Cornubiana de calco-silicatos.

Incluye además el desarrollo de: mármol, cuarcitas, skarn de reacción, skarnoides, talco y wollastonita hacia la periferia.

Difusión de elementos en un fluido.

Infiltración de fluidos conteniendo especies «exóticas» (Si, Fe) con respecto a la litología infiltrada (caliza) --> Skarn de infiltración (varias decenas de metros de ancho).

INTERACCIÓN MAGMA ROCA HUÉSPED

Calentamiento de la roca huésped y sus fluidos --> gradiente de T alrededor de la

intrusión.

Volatilización de los componentes de la roca huésped (CO2, además H2O, S, etc.)

Interacción y reacción de fluidos magmáticos con la roca huésped y sus fluidos así como

con fluidos meteóricos infiltrados desde arriba.



ETAPAS DE FORMACIÓN DE UN SKARN

Metamórfica. Recristalización metamórfica isoquímica.

Prograda. Silicatos cálcicos anhidros

Isótopos de oxígeno en granate y piroxenos son compatibles con fluidos magmáticos.

Retrograda. Silicatos hidratados

Isótopos de Oxigeno e hidrogeno de los minerales.

Retrógrados indican participación de fluidos meteóricos.

ETAPA METAMÓRFICA

Volatilización: CaCO3 --> CaO + CO2 (g)

Cambio de Volumen, porosidad

Facilita la infiltración de fluidos

ETAPA PROGRADA

Reacción de los fluidos magmáticos, usualmente ricos en Si-Fe, con carbonatos

CaO(s) +FeO (aq) +2SiO2 (aq) --> CaFeSi2O6 hedenbergita

3CaO(s) +Fe2O3 (aq) +3SiO2 (aq) --> Ca3Fe2 (SiO4)3 andradita

Formación de silicatos cálcicos anhidros (principalmente granate, piroxeno) a T ~750°-

400°C.

Magnetita se forma en skarns magnesianos

Zonación Mineralógica

Isótopos de oxígeno en granate y piroxenos son compatibles con fluidos magmáticos

Zonación skarn Cu

La zonación generalizada está marcada por un incremento en la relación piroxeno/granate alejándose del contacto ígneo y la ocurrencia de idocrasa (o la ocurrencia de un piroxenoide tal como wollastonita, bustamita o rodonita) en el contacto entre el skarn y el mármol.

El granate es comúnmente rojo oscuro a café en las zonas proximales, y se vuelve más café claro en las zonas más distales, y es verde pálido cerca al contacto con el mármol (Atkinson y Einaudi, 1978).

El piroxeno no presenta un cambio tan pronunciado en el color, pero tiene un incremento progresivo en el contenido de hierro y/o manganeso hacia el contacto con el mármol (Harris y Einaudi, 1982).



ETAPA RETROGRADA

Enfriamiento que involucra fluidos meteóricos, oxidantes (circulación de agua

meteórica muy oxigenada), minerales anhidros progrados ricos en CO2 substituidos por silicatos

hidratados (e.g., clorita, epidota, anfíbol), óxidos de hierro (magnetita, hematita), calcita, cuarzo

5 CaFeSi2O6 +H2O +3CO2 --> Ca2Fe5Si8O22 (OH)2 +3CaCO3 +2SiO2

Hedenbergita actinolita

3CaFeSi2O6 +1/2O2 +3CO2 --> Fe3O4 +3CaCO3 +6SiO2

Hedenbergita magnetita

Ca3Fe2 (SiO4)3 +3CO2 --> Fe2O3 +3CaCO3 +3SiO2

Andradita hematita

T<400°C

Salinidades <25% eq. NaCl

Isótopos de Oxigeno e hidrogeno de los minerales retrogrados indican participación de fluidos

meteóricos.

Geometría Irregular, a menudo más grande que el skarn progrado.



Alteración Retrograda

Halos de intensa alteración retrograda en venas cortando a través de un skarn de granates progrados (rojo-café) y piroxenos (bronce claro. En muchos casos, los halos de las venas podrían coalescer y obliterar completamente al granate y piroxeno progrado. Continental Mine (New México, USA)

DIVISION DE UN DEPOSITO TIPO SKARN



EXOSKARN

Se forman en la parte carbonatada o alterada de la roca. Alteración de la roca encajante, generalmente carbonatada. Puede clasificarse de acuerdo a la mineralogía dominante. Usualmente presenta una zonación tanto de silicatos como de minerales de mena.

En el exoskarn los granates pueden variar de grosularia a andradita conforme se alejan del contacto.

ENDOSKARN

Ocurren en la periferia de los plutones intrusivos donde el flujo de fluidos fue hacia adentro del plutón o paralelo al contacto de éste, pero usualmente están ausentes en las cúpulas de intrusiones con mineralización de tipo pórfido debido a que domina el flujo ascendente de los fluidos provenientes del plutón.

Alteración de la roca intrusiva

Puede presentar zonación desde minerales potásicos (primarios) hasta cálcicos en el contacto.

Biotita -> anfíbol -> piroxeno -> granate (hacia el mármol).

Puede fusionarse con el exoskarn.

En el endoskarn la plagioclasa puede variar desde la oligoclasa a labraodrita y bywtonita conforme se aproxime el contacto.



LOS FACTORES RELEVANTES QUE CONTROLAN LA EVOLUCIÓN HIDROTERMAL DE LOS SISTEMAS

DE TIPO SKARN SON:

Presión (profundidad de formación)

Estado de oxidación del magma (fugacidad de oxígeno)

Grado de diferenciación del magma (cristalización fraccionada)

Tiempo de separación del fluido (fase volátil del magma respecto a la cristalización del plutón)

Los depósitos minerales de tipo Skarn son yacimientos de reemplazo metasomático caracterizados por la presencia de minerales calcosilicatados faneríticos de grano grueso, de Ca, Fe, Mg y Mn.

Reemplazan selectivamente a rocas carbonatadas y pueden asociarse con mineralización metálica de W, Cu, Zn, Pb, Sn, Fe-Ca y menor Au-Ag.





YACIMIENTOS TIPO SKARN EN EL PERU

“LAS BAMBAS”

Empresa: Minero Perú S.A.

Etapa: Exploración

Datos Geográficos

Departamento Apurímac

Información del Yacimiento

Tipo de Yacimiento: Skarn de Cu-Fe

Contenido Metálico: Cu, Mo, Fe, Au, Ag

Roca Huésped:

Secuencia cretácica regresiva de areniscas y cuarcitas de la Fm. Soraya, areniscas y lutitas de la

Fm. Mara y las calizas de la Fm. Ferrobamba. Esta secuencia está intruida por las rocas del

Batolito Andahuaylas-Yauri (Oligoceno-Mioceno) constituido por intrusiones multifásicas de

composición diorítica-granodiorita a monzonita de facies hipabisales.

Alteración:

Se conocen cuatro principales áreas (Ferrobamba, Chalcobamba, Charcas y Sulfobamba) con

extensos cuerpos de skarn (granates-magnetita-piroxenos) asociados a los intrusivos dioríticos

y pórfidos monzoníticos. Algunos de los intrusivos muestran alteraciones hidrotermales

relacionadas con un sistema de pórfido de Cu (cuarzo-feldespato potásico-biotita). Se conocen

además pequeñas pero numerosas manifestaciones de skarn con sulfuros dentro del distrito.

Edad de la Mineralización: Eoceno-Oligoceno

"ANTAPACCAY"

Empresa Bhpbilliton Tintaya S.A.

Etapa Prefactibilidad

Datos Geográficos

Departamento Cusco


Tipo de Yacimiento: Pórfido de Cu-Au y Skarn de Cu-Au

Contenido Metálico: Cu, Au, Ag



Geometría:

El cuerpo mineralizado tiene forma oval con rumbo NO, la mineralización está diseminada y en

venillas (stockwork)

Roca Huésped:

Intrusivos porfiríticos de composición monzonita a cuarzo monzonita y diorita, del Eoceno

superior, areniscas/limolitas y calizas de las formaciones cretácicas Mara y Ferrobamba

respectivamente.

Alteración:

Alteración potásica (venillas de felsdespato potásico-cuarzo y biotita/magnetita), alteración

cuarzo-sericita-pirita y alteración propilítica. Se ha reconocido paragénesis tanto de endoskarn

(granate-piroxeno-magnetita) como de exoskarn (epídota-granate-cuarzo, anfíboles-epídota-

hematita-calcita). Una intensa silicificación se superpone a la alteración potásica y atraviesa el

skarn.

Edad de la Mineralización: Eoceno superior

“MAGISTRAL"

Empresa Ancash Cobre S.A.

Etapa Exploración

Datos Geográficos

Departamento Ancash


Tipo de Yacimiento Pórfido y Skarn de Cu-Mo

Contenido Metálico Cu, Mo

Geometría:

Cuerpos irregulares de skarn, diseminaciones, venillas y stockwork.

Roca Huésped:

Secuencia de calizas masivas, en estratos potentes, de la Fm. Jumasha (Cretáceo superior)

intruida por dos stocks cilíndricos de granodiorita (San Ernesto y Sara) con un "plunge" de

60ºNO.

Alteración:

La geometría del depósito está caracterizada por un zonamiento de la alteración-

mineralización: 1) la parte central con los pórfidos San Ernesto y Sara contienen alteración-

mineralización hidrotermal de tipo pórfido (potásica y argílica intermedia). 2) Zona de contacto

caracterizada por endo y exo skarn (granate-piroxeno) con numerosos diques porfiríticos. 3)



zona externa de skarn constituida por granate-piroxeno libre de diques porfiríticos y 4)

Finalmente la zona de mármol en las calizas Jumasha.

Edad de la Mineralización: Mioceno medio (15-13 Ma)

"QUECHUA"

Empresa Mitsui Mining & Smelting Co. Ltd.

Etapa Exploración

Datos Geográficos

Departamento Cusco


Tipo de Yacimiento: Pórfido de Cu-Mo-(Au); Skarn de Cu

Contenido Metálico: Cu, Mo, Au

Geometría:

Tabular y elongado (NO-SE) buzante hacia el sur (8º-10º) con sulfuros diseminados y en

venillas, también cuerpos irregulares de skarn

Roca Huésped:

Pórfido monzonítico/cuarzo monzonita y pórfido granodiorítico, cuarcitas (Fm. Soraya),

areniscas y limolitas (Fm. Mara) y calizas (Fm. Ferrobamba) del Cretáceo.

Alteración:

Potásica, fílica, silicificación y cloritización están asociadas al pórfido. Las concentraciones más

altas de sulfuros están asociadas a la alteración potásica. Skarn de calcosilicatos y hornfels.

Edad de la Mineralización: Eoceno-Oligoceno

"TOROMOCHO"

Empresa Empresa Minera del Centro del Perú S.A.

Etapa Exploración

Datos Geográficos Coordenadas

Departamento Junín


Tipo de Yacimiento: Pórfido de Cu-Mo y skarn de Cu-Zn-Pb-Ag

Contenido Metálico: Cu, Zn, Pb, Ag, Mo, W, Bi



Geometría:

El área alteración-mineralización hidrotermal tiene forma oval orientado en dirección N-NO.

Los cuerpos minerales, sobre todo aquellos relacionados con el skarn son tabulares,

subhorizontales y parecen superponerse a la mineralización diseminada.

Roca Huésped:

Conjunto de rocas intrusivas (diorita, granodiorita, monzonita cuarcífera y pórfido cuarcífero)

del Terciario, calizas del Grupo Pucará (Triásico-Jurásico)

Alteración:

Las alteraciones hidrotermales tienen una distribución concéntrica. En el núcleo ocurre la

alteración potásica (cuarzo-feldespato potásico-biotita-pirita), rodeada por la alteración fílica

(cuarzo-sericita) y finalmente una zona con alteración propilítica (epídota-clorita-calcita-pirita).

"MINAS CONGA"

Empresa Minera Yanacocha S.A.

Etapa Construcción

Datos Geográficos

Distrito Baños del Inca

Provincia Cajamarca

Departamento Cajamarca


Tipo de Yacimiento: Pórfido de Cu-Au y Skarn de Cu-Au

Contenido Metálico: Au, Cu, Ag,

Geometría:

Cuerpos cilíndricos y elongados, sulfuros diseminados, venillas.

Tamaño: Perol: 640 x 600 m y Chailhuagon: 1 200 x 300 m.

Roca Huésped:

El depósito de Chailhuagon es un típico pórfido de Au-Cu emplazado en un stock de

microgranodiorita, que recorta las rocas calcáreas de la Fm. Yumagual, en cuyo contacto

produce una aureola de mármol y pequeños lentes de skarn. El depósito de Perol está

emplazado en los Stocks cuarzo feldespático y diorítico, que intruyen a la diorita Picota, y a las

rocas limo-calcáreas de las formaciones Mujarrún y Quilquiñán, produciendo un buen

desarrollo de mármol y skarn hacia el oeste.

Alteración:



En Chailhuagón: cuatro tipos de ensambles: potásica, fílica, silicificación y clorítica. La

alteración potásica es la más extensa y contiene en promedio: 0,30 - 2,00 g/t Au y 0,15 -

0,60%Cu. En el borde norte y este del Perol ocurre un lithocap de sílice-alunita, aquí la

alteración potásica está ampliamente distribuida y sus tenores son: 0,20 - 1,50 g/t Au y 0,15 -

0,50 %Cu. Se superpone la alteración fílica y argílica intermedia. La fílica es la más rica en Au -

Cu: 1,00 - 4,00 g/t Au y 0,40 - 0,80 % Cu.

Edad de la Mineralización:

23 Ma para los intrusivos porfiríticos. El metasomatismo potásico con mineralización de oro ha

sido datado entre 14-18 Ma.

“ANTAMINA”

Mina: ubicada en la quebrada Antamina, en el distrito de San Marcos, Huari, Ancash, a 270 Km.

al noreste de Lima (a más de 4,300 metros sobre el nivel del mar).

Puerto Punta Lobitos: ubicado en la costa de Huarmey.

Las operaciones entre mina y puerto están conectadas gracias a un mineroducto (tubería

subterránea) que transporta los concentrados que produce la compañía y que recorre 302

kilómetros, cruzando el departamento de Ancash.

Antamina cuenta con una planta concentradora que hoy en día es considerada como la más

grande en tratamiento de minerales polimetálicos a nivel mundial.

Tipo de yacimiento: Skarn de cobre-zinc, plata, molibdeno y bismuto.

Roca huésped:

Las rocas cajas del yacimiento están constituidas por una secuencia de calizas, margas y

limolitas de la Formación Celendín del Cretácico superior que se encuetran intruidos por un

intrusivo porfiríticos del Mioceno. Tanto las rocas de la Formación Celendín y los estratos

calcáreos y clásticos de las formaciones infrayacentes del Cretácico inferior, se encuentran

plegadas con fallamientos de sobreescurrimiento que siguen un rumbo general noroeste.

La intrusión de la monzonita porfirítica de Antamina ha producido por metasomatismo en las

calizas de la Formación Celendín aureolas de skarn, con mineralización polimetálica.

http://www.antamina.com.pe/02_operacion/concen_03.html



Alteración:

Presenta un intrusivo central generalmente estéril con incipiente alteración potásica, sericítica

y silicea, especialmente desarrolladas cerca al contacto del endoskarn o en cercanía a brechas

hidrotermales controladas estructuralmente. Es notoria la ocurrencia de mineralización de

carácter subeconómico en Cu y Mo asociadas a diseminaciones y venillas.

La skarnización del intrusivo se evidencia por la generalización de una delgada aureola de

escasos metros de ancho de granate rosa, donde la estructura porfirítica es aún visible. La

alteración retrógrada está muy difundida en esta unidad consistiendo en un ensamble de

arcillas, clorita, epidota, esta alteración destruye los ensambles de granate dejando solamente

una roca deleznable.

Método de explotación:

Antamina es una mina con método explotación a tajo o cielo abierto (open pit); siendo una de

las características principales de su diseño sus bancos de explotación de 15 metros de altura.



CONCLUSIONES

Los depósitos epitermales son aquellos en los que la mineralización ocurrió dentro de 1

a 2 Km de profundidad desde la superficie terrestre y se depositó a partir de fluidos

hidrotermales calientes.

En ambos tipos de depósitos (BS y AS) los fluidos circulan hacia la superficie a través de

fracturas en las rocas y la mineralización a menudo se presenta en esos conductos.

Los depósitos epitermales contribuyen significativamente a la producción mundial de

oro y constituyen blancos de exploración que deben ser evaluados cuidadosamente.

En algunos distritos la mineralización epitermal está ligada a algún evento metalogénico

específico, ya sea estructural, magmático o ambos.

Los depósitos tipo pórfido se subdividen en pórfidos de cobre, cobre-molibdeno, cobre-

oro, oro y molibdeno.

Los pórfidos cupríferos son producto de la interacción de soluciones hidrotermales y

aguas meteóricas.

Los depósitos tipo Skarn son importantes fuentes principales de cobre y tungsteno en el

mundo entero.

Describir los procesos evolutivos de los Skarn es de vital importancia, ya que así se

identificaran los minerales asociados a cada tipo de depósito.

La relación que existe entre los distintos ambientes de formación de los Skarn, y lo que

define a un yacimiento tipo Skarn, es la mineralogía.



BIBLIOGRAFIA

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Cap. 7 Geoquimica de Los Depositos Minerales (WORD) (1)