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CARACTERÍSTICAS GEOQUÍMICAS Y
METALOGENESIS DE LAS ROCAS
IGNEAS DEL TIPO HHPG (HIGH HEAT
PRODUCING GRANITES)
Tabla 1. Distribución de elementos radiactivos (ppm)
en la tierra y su producción de calor (Plant et al.,
1999). Ver el promedio para la corteza continental
superior.
Mirian Mamani1, 2
(1) Consultora, Universidad Nacional de Ingeniería,
Lima, Peru, [email protected]
(2) Abteilung Geochemie, Universität Göttingen,
Goldschmidtstrasse 1, D-37077 Göttingen, Alemania
[email protected]
RESUMEN
En los Andes se tienen muchos afloramientos de
rocas ígneas bastante diferenciadas (> 63 SiO2)
similares al tipo HHPG (High Heat Producing
Granites), estas rocas tienen diferentes edades
geológicas y están relacionadas a depósitos
minerales Sn-Cu, Ag-Pb-Zn-Pb, U, Cu-W (e.g.,
en Perú; San Rafael, Pasto Bueno, Corani) y
están ubicados en al extremo sur de la Cordillera
Oriental y al norte del Batolito de la Cordillera
Blanca. En base al procesamiento geoquímico de
la base de datos de litogeoquímica de
ANDESDATA (>3000 muestras, Universidad de
Göttingen, Alemania), GEOROCK (4000
muestras, Universidad de Mainz, Alemania),
GISANDES (>8000
muestras, Servicio
Geológico de Francia), GEOCATMIN (>2000
muestras, Servicio Geológico de Perú) se
demuestra que estos granitos y rocas volcánicas
félsicas corresponden a diferentes series
magmáticas (toleíticas, calco-alcalinas, alcalinas
y peralcalinas) y que este tipo de rocas también
pueden
estar
relacionados
a
altas
concentraciones de Au, Ag, Cu, Zn, Mo, U y
REE, además favorecen la circulación de fluidos
hidrotermales a grandes distancias de las
intrusiones y rocas volcánicas bastante
diferenciadas.
INTRODUCTION
Las concentraciones promedio en la corteza
continental superior de los elementos radiactivos
son: U (2 ppm), Th (10 ppm), K (2.8 %) y el
contenido de SiO2 (61.5 %) (Tabla 1; Plant et al.,
1999). Estos elementos son altamente
incompatibles y producen calor 1.38 *10-6 Wm-3
(Fig. 1 y Tabla 1).
Figura 1. Valencia versus Radio Iónico (Å). U y Th
son elementos incompatibles e inmóviles en agua,
mientras que K es móvil en agua.
Este calor se genera a partir de la energía
producida por el decaimiento de los elementos
radiactivos y es en la parte de la corteza superior
de
los
continentes
(http://earthref.org/GERMRD/datamodel/) que
las fracciones grandes de flujos de calor pueden
generar sistemas hidrotermales. El decaimiento
de energía de los elementos radiactivos es una
fuente efectiva de calor y en la escala del tiempo
geológico el calor radiogénico proviene del
decaimiento de cuatro isótopos, con una vida
media de 109 años. Estos isótopos son 238U, 235U,
232
Th y 40K. El potasio (K) es un elemento que
produce fuertemente calor, esta contenido
principalmente en feldespatos potásicos y
feldespatoides
(leucita,
nefelina).
Estos
minerales se forman en rocas diferenciadas (i.e.,
composiciones del tipo granodioritas-dacitas y
granitos-riolitas) y corresponden a diferentes
series magmáticas (toleíticas, calcoalcalinas,
alcalinas y peralcalinas) relacionadas a
diferentes tipos de depósitos minerales (Fig. 2).
Figura 2. Esquema generalizado que relaciona la
composición de los granitos y el estado de
oxidación de los magmas con la asociación de
metales y tipos de depósitos minerales
relacionados a intrusivos (modificado después de
Barton, 1996).
Según Tyler (2006) un granito HHPG típico
contiene U (20 ppm), Th (50 ppm), K (4 %);
puede generar cerca de 10mW/m3. Basado en esa
cantidad de energía McLaren et al. (1999)
asumen que los granitos HHP pueden dar
resultado a dos sistemas hidrotermales:
1. Debido al calor advectivo causado por la
intrusión.
2. Debido al decaimiento radiogénico de los
elementos que producen calor y que están
contenidos en el granito.
El primero causara una anomalía termal grande
alrededor
del
intrusivo,
causando
un
metamorfismo termal y calentamiento de fluidos
meteóricos y/o fluidos connatos hasta varios
kilómetros distal de la intrusión. En el segundo
caso los fluidos hidrotermales circularan mucho
tiempo después que las intrusiones graníticas se
hayan enfriado y cristalizado y esto se deberá a
la alta concentración de U, Th y K, produciendo
suficiente
temperatura
por
decaimiento
radiogénico y así permitir la continuación de la
circulación hidrotermal durante un periodo de
tiempo. Los estudios de granitos HHP en
Australia (Burnside granite, McLaren et al.
1999) han determinado que después de 20 y 40
Ma que se formo el granito se seguía teniendo
hidrotermalismo e incluso se extendía hasta 10
km distante del borde de la intrusión.
En el Perú tenemos muchos rocas ígneas que se
aproximan a estas características de los granitos
del tipo HHP (Fig. 3, 4, 5, 6) y en algunos casos
están relacionados a sistemas hidrotermales con
circulación de fluidos dístales y proximales (Fig.
6), pero hasta ahora no se había realizado una
relación de las concentraciones de K-Th-U de las
diferentes rocas ígneas de los depósitos
minerales más importantes formados en
diferentes periodos geológicos, y tampoco se
tiene background en las diferentes rocas ígneas
formadas desde la subducción del Ordovícico en
la margen continental activa.
Es por esta razón, que el presente trabajo
muestra las características geoquímicas de
algunos granitos y rocas volcánicas félsicas que
afloran en nuestro territorio y discute en que
periodo geológico se formaron principalmente
este tipo de rocas y bajo que contexto
geotectónico, y cuales son las concentraciones
de U y Th en los depósitos minerales formados
durante el Ciclo Andino.
Finalmente,
recomienda
considerar
las
concentraciones de estos elementos durante las
etapas de exploración de depósitos minerales
magmático-hidrotermales,
porque
estas
concentraciones les ayudaran a diferencias
alteraciones hidrotermales dístales y proximales.
Figura 3. A) Mapa que muestra la distribución
espacial de las concentración de SiO2 (>63%wt) en
roca total. B) Mapa con la distribución espacial de la
edad geológica de las muestras. Los polígonos de
colores corresponden a los mayores afloramientos de
intrusivos (Mamani et al., 2012).
Figura 3. C) Mapa con las concentraciones de Th
(ppm) en roca total. D) Mapa con las concentraciones
de U (ppm) en roca total (Mamani et al. 2012).
RESULTADOS
En los diagramas de las Figura 4 se observa que
generalmente el contenido de K2O incrementa
con el incremento de SiO2, excepto en las rocas
intermedias de la serie magmática peralcalina del
Trasarco Jurasico, donde los valores pueden
llegar hasta 10% de K2O debido al alto
contenido de feldespatoides. Muchas rocas
ígneas de diferentes edades geológicas superan
el contenido promedio de K2O de la corteza
continental superior.
más altas corresponden a las rocas del Permico,
Triasico, Paleoceno, Oligoceno y Mioceno.
Las concentraciones de U son bajas en las rocas
del Jurasico y Cretacico al igual que las bajas
concentraciones de K2O y Th.
Otro grupo importante con altas concentraciones
de U y Th son las rocas formadas en el
Paleoceno, estas corresponden a aquellas
formadas en el frente de arco.
Los valores más bajos del contenido de K2O se
dan en las rocas del Jurasico y Cretacico, estas
corresponden a aquellas formadas en el frente
del arco y son de composición toleítica y
calcoalcalina, durante este periodo el régimen
tectónico era distensivo, el porcentaje de
contaminación cortical de los magmas fue
minima o nula.
Para el grupo de rocas formadas en el Oligoceno,
Mioceno y Plioceno no se tiene valores bajos de
K2O, y el incremento de K2O con el aumento de
SiO2 es muy notoria, siendo generalmente de
medio a alto el contenido y predominan los
magmas calcoalcalinos en el arco frontal y
alcalinos en el trasarco magmático. El régimen
tectónico principal durante estos periodos fue
compresivo y es contemporáneo con los cambos
cambios bruscos en el espesamiento cortical de
los Andes.
Similarmente, en la Figura 5 se observa que las
concentraciones de Th incrementan con el
aumento de SiO2, este patrón se observa para
todas las rocas independientemente de la edad
geológica de formación, y también superan la
concentración promedio de Th de la corteza
continental superior. Las concentraciones más
altas se observan en las rocas del Permico,
Triasico,
Cretacico,
Paleoceno,
Eoceno,
Oligoceno y Mioceno. Las concentraciones más
bajas se presentan en las rocas del Jurasico y
Cretacico formadas en el frente de arco. En el
grupo de las muestras del Oligoceno y Mioceno
no se ha reportado valores bajos de Th.
Por otro lado, en la Figura 6 se observa que U
incrementa bruscamente en las rocas más
diferenciadas (>63% SiO2). Las concentraciones
Figura 4. Diagrama de las concentración de SiO2
versus K2O. El campo gris a la base de los diagramas
representa el contenido promedio de K2O en la
corteza continental superior.
Figura 6. Diagrama de las concentración de SiO2
versus U (ppm). El campo gris en los diagramas
corresponde al valor promedio de U (ppm) en la
corteza continental superior.
Figura 5. Diagrama de las concentración de SiO2
versus Th (ppm). El campo gris a la base de los
diagramas representa el contenido promedio de Th en
la corteza continental superior (CCS). Las altas
concentraciones superan 5 veces a la concentración
de la CCS.
CONCENTRACIONES DE U – Th –SiO2 EN
YACIMIENTOS
MAGMATICOHIDROTERMALES
Para esta sección se ha seleccionado las rocas
ígneas relacionadas a depósitos minerales
importantes, estos corresponden a aquellos
formados durante el Ciclo Andino y van desde
145 Ma a 8 Ma, y están relacionados a diferentes
ocurrencias metálicas (Fig. 7). Otra característica
en común que tienen estos depósitos minerales
es que el sistema magmático presenta una
zonación normal (desde máfico a los bordes
hasta félsico hacia la parte central) y la actividad
del sistema finaliza con actividad de magmas
máficos. El transporte de la mineralización esta
ligada principalmente a los magmas más félsicos
del sistema. Las concentraciones de U-Th-K de
estos depósitos ayudaran a entender el transporte
distal o proximal de los fluidos hidrotermales. Es
por eso importante conocer estas relaciones en
las concentraciones de Th-U en estos depósitos
minerales (Fig. 7).
favorecerán
la
circulación
de
fluidos
hidrotermales proximales. En la figura de U
versus Th se observa que las rocas relacionadas a
los depósitos minerales de Chucapaca,
Morococha, Los Calatos, Cerro Verde y Cuajone
resaltan la alta concentración que tienen en Th,
esto debido a que estos magmas se contaminaron
con rocas ricas en Th de la corteza continental
superior. Mientras aquellas que tienen valores
bajos en Th como las rocas de los depósitos
minerales de Yanacocha, Milpo-Atacocha y
Lagunas Norte se contaminaron con rocas pobres
en Th. Espacialmente estos depósitos minerales
con alta concentración de Th están ubicados al
sur de Perú y aquellos con baja concentración de
Th están ubicados en el centro y norte de Perú.
Todo esto indicaría que los contaminantes
corticales al sur son distintos del centro y norte
de Perú.
Para corroborar esta relación de U y Th se usa la
relación de las razones de Th/TiO2 versus
Y/TiO2, porque las concentraciones de TiO2 e Y
disminuyen en las rocas más diferenciadas y así
se podrá resaltar las concentraciones de Th (Fig.
7 y Fig. 8).
Figura 7. Diagramas de las concentraciones de Th
versus SiO2, y U versus Th para diferentes depósitos
minerales. El símbolo cruz de color negro
corresponde al valor promedio de la corteza
continental superior.
Las rocas relacionadas a los depósitos minerales
principalmente tienen contenidos de SiO > 63%,
las concentraciones de Th varían entre 4 y 23
ppm e incrementan con el aumento de SiO2, y U
varia entre 2 y 5 ppm, por lo tanto, superan las
concentraciones promedio de la corteza
continental superior (Fig. 7).
Los depósitos minerales que tienen altas
concentraciones de U y Th siguen una curva
positiva, esta curva indica el incremento del
calor térmico generado por los elementos
radiactivos durante mucho tiempo. Aquellos que
se ubiquen en la parte superior de la curva
favorecerán
la
circulación
de
fluidos
hidrotermales dístales. Mientras que los que se
ubiquen en la parte inferior de la curva
La Figura 9 muestra esta relación y
efectivamente separa aquellas rocas que están
relacionadas
a
circulación
de
fluidos
hidrotermales dístales y proximales. Esto
explicaría porque algunos depósitos de minerales
están relacionados a cuerpos de rocas ígneas que
in situ son estériles y dístales (en las rocas
huésped) favorecen la formación de minerales
económicos.
CONCLUSIONES
Los procesos de diferenciación de las rocas
ígneas son medios efectivos para concentrar U y
Th en la ultima etapa residual de los magmas
formados en una margen continental activa.
Los
minerales
que
contienen
altas
concentraciones de estos elementos son las
illitas, feldespatos, feldespatoides, zircon y
apatito.
La rocas ígneas mas diferenciadas del Perú,
están enriquecidas en los elementos de Th-U-K.
Las concentraciones de Th son 5 veces mayor,
las de U son 10 veces mayor, y las de K son 3
veces mayor que las concentraciones de la
corteza continental superior.
Figura 8. Diagrama del contenido de SiO2 (wt%)
versus las concentraciones de TiO2 (wt%) y Y (ppm)
para las rocas ígneas de los depósitos minerales más
importantes del Perú.
Figura 9. Diagramas de discriminación usando las
razones de Th/TiO2 versus Y/TiO2. Estos valores se
usan la determinar el campo de la circulación de
fluidos hidrotermales dístales y proximales. En el
campo gris térmicamente se tendra mayor producción
de calor y por eso favorecerá la mayor circulación de
fluidos hidrotermales.
En base al análisis temporal de las
concentraciones de U-Th-K, el incremento en las
concentraciones se da principalmente en las
rocas ígneas formadas durante el Oligoceno y
Mioceno,
metalogeneticamente
esto
es
importante porque es un vector principal en la
diferenciación cortical de la producción de calor
térmico, por lo tanto, este régimen térmico en el
Oligoceno y Mioceno tuvo que haber
influenciado fuertemente en la circulación de
fluidos hidrotermales relacionados a estas rocas
diferenciadas.
Quizás a este punto toca hacerse la siguiente
pregunta.
A que se debe el incremente fuerte de las
concentraciones de U-Th-K en las rocas ígneas
formadas en el Oligoceno y Mioceno?
Los sistemas con magmas diferenciados
requieren constantemente adición de energía
(calor), más aun si se forman en una columna
cortical espesa como es el caso de los Andes (35
a 70 km de espesor). Este calor probablemente
deriva de la convergencia de las placas, el
incremento de temperatura desde el Oligoceno
corresponde a los periodos de aceleración en la
convergencia de la placa de Nazca (Pardocasas
& Molgar, 1987), facilitando así la fusión
cortical, formación de granitos y rocas
volcánicas félsicas y combinado con otros
factores tectónicos y climáticos facilita la
compresión lateral (formación de los Andes,
plegamiento y fallamiento de las rocas), y un
decrecimiento en la temperatura correspondería
a la disminución en la convergencia acompañado
por el enfriamiento cortical, cristalización de los
magmas y un ajuste gravitacional. Para los
granitos del Permo-Triásico también se tendría
que asumir que se formaron bajo similares
condiciones, y la anatexis (fusión parcial)
probablemente fracciono el U y Th dentro del
fundido.
Finalmente, es importante considerar estos
valores en los elementos radiactivos para
entender la circulación de fluidos hidrotermales
ubicados a grandes distancias de los granitos y/o
rocas volcánicas félsicas con características del
tipo HHPG.
REFERENCIAS
Barton, M.D., 1996, Granitic magmatism and metallogeny of southwestern North America.
Transactions of the Royal Society Edinburgh:
Earth Sciences, 87, 261–280.
McLaren S, Nemann N, Sandiford M, Wyborn L.,
1999, Post-intrusion heating associated with
high-heat-producing Proterozoic granites –
implications for mineralisation? AGSO Res
Newslett 30:23–26.
Pardocasas, F., Molnar, P., 1987, Relative motion of
the Nazca (Farallon) and South-American plates
since late Cretaceous time. Tectonics, v. 6, p.
233–248.
Plant, JA., Simpson, PR., Smith, B., Windley, B.F.,
1999, Uranium ore deposits products of the
radioactive Earth: Rev Mineral 38: 255–319.
Tyler, J., 2006, Hot-rock energy steaming up. The
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Rudnick, R., Fountain, D., 1995, Review of
Geophysics, v. 33, NO. 3, p. 267-309, 1995,
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