Depósitos de tipo skarn

Monografía
Depósitos de tipo skarn
Recopilado por: Fabián Villares
[email protected] 1 ÍNDICE
ÍNDICE............................................................................................................................. 1 DEPÓSITOS DE TIPO SKARN ................................................................................... 3 INTRODUCCIÓN .......................................................................................................... 3 DEFINICIONES............................................................................................................. 4 Skarn metamórficos, skarn metasomáticos y depósitos skarn.................................. 5 Miembros finales metamórficos y metasomáticos ................................................... 6 MINERALOGÍA DE LOS SKARN.............................................................................. 7 EVOLUCIÓN DE SKARNS EN EL TIEMPO Y EL ESPACIO............................... 8 Profundidad de formación .......................................................................................... 11 FLUIDOS MINERALIZANTES, REACCIONES Y EQUILIBRIO ...................... 12 Metamorfismo de contacto ..................................................................................... 12 Incremento de skarn metasomático ........................................................................ 14 Temperatura y fugacidad de sulfuros y oxigeno durante desarrollo de skarns
metasomáticos ........................................................................................................ 15 Procesos metasomáticos ......................................................................................... 16 Depositación de sulfuros y alteración retrograda ................................................... 16 PETROGÉNESIS Y ENTORNOS TECTÓNICOS DE LOS DEPÓSITOS SKARN
........................................................................................................................................ 18 Ubicación de acuerdo a la tectónica de placas ....................................................... 19 ZONACIÓN DE LOS DEPÓSITOS SKARN............................................................ 21 DEPÓSITOS SKARN DE AU, CU, FE, MO, SN, W Y PB-ZN ............................... 22 Skarns de Hierro ......................................................................................................... 23 Skarns de Oro ............................................................................................................. 23 Nambija, Ecuador ................................................................................................... 24 Skarns de Tungsteno................................................................................................... 27 Skarns de cobre........................................................................................................... 28 Skarns de Zinc-Plomo ................................................................................................ 29 Skarns de Molibdeno .................................................................................................. 30 Skarns de Estaño......................................................................................................... 30 Otros tipos de Skarn ................................................................................................... 31 GEOQUÍMICA, GEOFÍSICA Y TÉCNICAS DE EXPLORACIÓN DE LOS
DEPÓSITOS SKARN .................................................................................................. 31 BIBLIOGRAFÍA .......................................................................................................... 34 2 Depósitos de tipo skarn
Introducción
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.
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).Los cuerpos
de mena pueden terminar abruptamente con cambios en la estructura.
El término SKARN es ampliamente utilizado y es adecuado para referirse a este tipo de
depósitos relacionados a aureolas de contacto de intrusiones dentro de secuencias
calcáreas (calizas, dolomitas). Estas últimas rocas formadas por calcita o dolomita
(CaCO3 y CaMg(CO3)2) se convierten en mármoles, rocas córneas calcosilicatadas
(hornfels) y/o skarns por el efecto del metamorfismo de contacto.
Los depósitos Skarn son una gran fuente de tungsteno en el mundo; de las mayores
fuentes de cobre, importantes fuentes de hierro, molibdeno y zinc; y menores fuentes de
cobalto, oro, plata, plomo, bismuto estaño, berilo y boro. Sirven tambien como fuente
de minerales industriales como son grafitos, asbestos, wollastonita, magnesita,
flogopita, talco y florita. Este amplio rango de productos, ocurren en un variado campo
de ambientes geológicos, son unificados dentro del título “depósitos skarn” por un
señalado proceso genético que incluye reemplazamiento metasomático de
dominantemente rocas carbonatadas por silicatos de Ca-Fe-Mg-Mn.
El contenido de metales y la minaralogia de depositos skarn son formados por depósitos
minerales hidrotermales, reflejando una combinación de factores, los más importantes
de los cuales son fuentes tectónicas y composición del magma, composición de los
fluidos metasomáticos en esta fuente y el ambiente local en el cual estos fluidos se
infiltran.
Se consideran como depósitos de skarn los depósitos minerales que son minados para
metales y que pueden ser atribuidos a procesos magmáticos hidrotermales; son
excluidos skarn como fuente de minerales industriales.
Los depósitos skarn son clasificados en base al metal económico dominante en siete
subclases generales: hierro, tungsteno, cobre, plomo-zinc, molibdeno oro y estaño.
Variaciones entre estas subclases son reconocidas como una función del tipo de magma,
ambiente de emplazamiento y composición de la roca receptora.
3 Definiciones Hay muchas definiciones y usos de la palabra " skarn". Skarns puede formarse durante
metamorfismo regional o de contacto y de una variedad de procesos metasomáticos de
la participación de los fluidos magmáticos, metamórficos, meteóricos, y/o de origen
marino. Se encuentran adyacentes a plutones, a lo largo de las fallas y de las principales
zonas de cizalla, en los sistemas geotérmicos superficiales, en la parte inferior del lecho
marino, y a menor profundidad en la corteza, terrenos metamórficos enterrados. Qué
relación existe entre estos distintos ambientes, y lo que define a una roca como skarn,
es la mineralogía. Esta mineralogía incluye una amplia variedad de minerales calcoalcalinos, minerales de silicato y asociados, pero por lo general está dominada por
granate y piroxeno.
Skarns pueden subdividirse según varios criterios. Exoskarn y endoskarn son los
términos más utilizados para indicar protolito sedimentario o protolito ígneo,
respectivamente. El término Skarn Magnesiano y cálcico puede utilizarse para describir
la composición del protolito dominante y minerales resultantes de skarn. Tales términos
pueden ser combinados, como en el caso de un exoskarn magnesiano que contiene
forsterita - diópsido de un skarn formado de dolomita.
Hornfels es un término descriptivo que se utiliza a menudo para describir rocas
silicatadas de relativamente grano fino que son resultado de metamorfismo de carbonato
impuro, unidades tales como caliza o limo bituminoso. Las reacciones skarns puede
formarse a partir de metamorfismo isoquímico finamente intercalado de unidades
bituminosas y carbonato metasomático en que la transferencia de componentes entre
litologías adyacentes pueden ocurrir a pequeña escala (tal vez centímetros) (por
ejemplo, Vidale, 1969; Zarayskiy et al. 1987). Skarnoide es un término descriptivo para
rocas calcosilicatadas que son relativamente de grano fino, pobres en hierro y que
reflejan, al menos en parte, el control de la composición del protolito (Korzkinskii,
1948; Zharikov, 1970). Genéticamente, skarnoide es intermedio entre un punto de vista
puramente hornfels metamórfico y un punto de vista puramente metasomático.
Figura 1. Skarnoide y flujo de fluidos (Meinert, 1995)
Por todo lo anterior, la composición y la textura del protolito tienden a controlar la
composición y la textura del resultante skarn. En contraste, la mayoría de los depósitos
de skarn económicamente importante son resultado de la transferencia a gran escala
4 metasomática, que controla la composición de líquidos resultantes de skarn mineral y su
mineralogía. No todos los skarns tienen mineralización económica; skarns que contienen
mineralización son llamados depósitos de skarn. En la mayoría de los grandes
depósitos de skarn, skarn y mineralización de la mena son resultado del mismo sistema
hidrotermal, aunque puede haber diferencias significativas en el tiempo/espacio de la
distribución de estos minerales a escala local. Aunque raras, también es posible la
formación de skarn por metamorfismo de yacimientos minerales preexistentes tal como
se ha sugerido para Aguilar, Argentina (Gemmell et al. 1992), Franklin Furnace,
EE.UU. (Johnson et., 1990), y Broken Hill, Australia (Hodgson, 1975).
Figura 2. Modelo conceptual generalizado para entornos geológicos de alta temperatura,
carbonatados y relacionados con ambientes ígneos. (From Plumlee and others, 1999, figure 19.18)
Skarn metamórficos, skarn metasomáticos y depósitos skarn
El término skarn originado en Suecia Central, donde fue usado por los mineros para
referir a ganga calco silicatada de grano grueso asociado con menas de hierro y esto fue
luego adoptado por Goldschmith en sus clásicas memorias en el área de Kriatiana.
Desde aquel tiempo el término ha sido expandido a incluir una gran variedad de rocas
calco-silicatos que son ricas en calcio, hierro, magnesio, aluminio y manganeso. Los
mayores procesos propuestos para explicar el reemplazamiento incluye:
1. Recristalización metamórfica de mármol, caliza arcillosa o rocas carbonatadassilicatadas ricas en metales, con poca o ninguna introducción de componentes
químicos, referidos como hornfels calco-silicatos, skarn recristalizado o
skarnoide.
2. Intercambio local de componentes entre diferentes litologías durante
metamorfismo de alto grado o de contacto, un proceso ahora referido como
reacción skarn, intercambio local o difusión skarn bimetasomática y bandas
calco-silicatos.
5 3. Intercambio local a altas temperaturas de componentes entre magmas y rocas
carbonatadas, referidas como skarn primarios o skarn de estados magmáticos.
4. Transferencia a gran escala de componentes sobre un gran rango de temperatura,
entre fluidos hidrotermales y predominantemente rocas carbonatadas referidas
como skarn y skarn de estado postmagmático. Skarns de este tipo ejemplifican
procesos de infiltración.
Todos los procesos descritos, simples o en combinación, pueden resultar en la
formación de skarn. Los primeros son metamórficos y no incluyen introducción de
componentes dentro del sistema sedimentario; transferencia de masa o de componentes
volátiles ocurre solamente a escala local.
Los segundos son también metamórficos, pero solamente observados a escala de una
secuencia completa de litologías inter-capas; en escala local los procesos incluyen
transferencia metasomática de componentes sobre distancias de algunas decenas de
centímetros.
Los depósitos minerales skarn son encontrados en los contactos entre plutones ígneos y
rocas sedimentarias o en fisuras distales en rocas carbonatadas. En la mayoría de
literatura tales depósitos han sido referidos como hidrotermal-metamórfico, tactita y
piro-metasomático, en libros recientes ellos son llamados como ígneos metamórficos o
metasomáticos de contacto. Ninguno de estos términos es apropiado por que los
contactos ígneos no son siempre presentes o incluso necesarios; la formación de estos
depósitos abarca un amplio rango en temperatura; y la distinción entre la relativa
importancia de procesos metamórficos y metasomáticos no es claro para depósitos
individuales ni para la clase como un todo. Se puede adoptar un nombre simplemente
referido como Deposito skarn, un término libre de implicaciones genéticas.
Miembros finales metamórficos y metasomáticos
Los skarn, una roca que consiste de minerales calco-silicatos, puede ser generado por
procesos puramente metamórficos o puramente metasomáticos, skarns también pueden
abarcar un rango entre los procesos de miembros finales.
Metamorfismo de rocas volcano-sedimentarias agrupan enriquecimiento en metales
adicionales como son manganezo y zinc.
En algunos casos; el ambiente generador de fluidos mineralizantes son metamórficos y
los componentes minerales fueron movilizados por algunos procesos de disolución de
concentración temprana. Los depósitos minerales resultantes pueden ser iguales en
términos mineralógicos y petrográficos del resultado final de interacción de un fluido
hidrotermal magmático con rocas carbonatadas. Esto es porque fluidos hidrotermales de
diferente origen pueden, después de interacción suficiente con un ambiente dado
adquirir características químicas similares y producir resultados similares. El armazón
de un esquema de dos miembros finales para la génesis de depósitos de skarn
termometamórficos y metasomáticos es basado en la fuente de los componentes.
Se concluye que los fluidos hidrotermales incluyen la formación de depósitos minerales
que pueden adquirir su carga de disolución por diferentes caminos, sin embargo, el
esquema de clasificación basado solamente en la fuente de los componentes es
6 inalterable. Actualmente los esquemas de clasificación más usados están basados en las
propiedades intrínsecas incluyendo mineralogía, morfología y origen tectónico.
Mineralogía de los Skarn
Así como la mineralogía es la clave para el reconocimiento y la definición de skarns,
también es fundamental para entender su origen y en la distinción de la importancia
económica de los depósitos minerales interesantes entre localidades no rentables.
Mineralogía en Skarn es cartografiable en el campo sobre todo la "alteración" y sirve
como la más amplia guía para encontrar un potencial cuerpo mineral.
El
reconocimiento de características distales de alteración puede ser de importancia crítica
en las primeras etapas de exploración. Detalles de la mineralogía de skarn y
zonificación puede ser usado para construir los modelos de depósitos específicos de la
exploración, así como los modelos de utilidad más general en el desarrollo de
programas de exploración de base o de síntesis regionales.
Aunque muchos minerales de skarn son típicos de rocas de formación, algunos son
menos abundantes, y muchos tienen variaciones en composición que pueden arrojar
información importante sobre el medio ambiente de formación (por ejemplo, piroxeno Takano, 1998; scapolite - Pan, de 1998). Algunos minerales como el cuarzo y calcita,
están presentes en casi todos los skarns. Otros minerales como la humita, periclasa,
flogopita, talco, serpentina, y brucita son típicos de skarns magnesianos pero están
ausentes de la mayoría de los demás tipos de skarn. Además, hay muchos minerales
como estaño, boro, berilio y flúor que son muy restringidos, pero localmente
importantes en su paragénesis.
El advenimiento de las modernas técnicas de análisis, en particular la microsonda de
electrones, hace que sea relativamente fácil determinar la composición exacta de
minerales y en consecuencia, precisa de utilizar nombres mineralógicos. Sin embargo,
los nombres mineralógicos deben utilizarse correctamente para no dar a entender más de
lo que se conoce sobre la composición mineral. Por ejemplo, la secuencia de piroxeno,
clinopiroxeno, clinopiroxeno cálcico y diópsido, son cada vez más específica.
Lamentablemente, es muy común en la literatura geológica para fines específicos
términos, como diópsido, que se usa cuando todo lo que se sabe acerca de los minerales
de que se trata es de que podría ser piroxeno.
Zharikov (1970) fue quizás el primero en describir la sistemática de las variaciones en
la mineralogía de skarn entre las principales clases de skarn. Utilizó equilibrios de fase,
compatibilidades minerales, y las variaciones de composición en la serie de solución
sólida para describir y predecir características minerales de skarn conjuntos para
diferentes tipos. Sus observaciones se han extendido por Burt (1972) y Einaudi y otros.
(1981) para incluir una amplia variedad de tipos de yacimientos y las diferencias entre
los tipos mineralógicos. Los minerales que son de gran utilidad para la clasificación y
para la exploración son como el granate, piroxeno y anfíboles, que están presentes en
todos los tipos de skarn y que muestran marcada variabilidad de composición. Por
ejemplo, el piroxeno manganifero, johannsonita, se encuentra casi exclusivamente en
skarns de zinc. Su presencia, sin mucha más información de apoyo, es definitivo para
este tipo de skarn.
7 En muchos sistemas de skarn, variación de contenido de hierro es el parámetro más
importante y por lo tanto, muchos minerales son descritos simplemente por su miembro
final de hierro, por ejemplo, Hd10 o Ad90. Grandes cantidades de información de
composición puede resumirse gráficamente. Diagramas Triangulares comúnmente se
utilizan para expresar variaciones en la composición de complejos minerales como
granate y piroxeno.
Anfíboles son más difíciles de representar gráficamente porque tienen estructuras que
dependen de las variaciones de composición. Las principales diferencias entre los
anfíboles en diferentes tipos de skarn son variaciones en la cantidad de Fe, Mg, Mn, Ca,
Al, Na, y K. Anfíboles de Au, W, Sn y skarns son progresivamente más alumínicos
(actinolita - hastingsita - hornblenda) , skarns con anfíboles de Cu, Mo, y Fe son
progresivamente más ricos en hierro en la tremolita, y los skarns con anfíboles de cinc,
son a la vez ricas en Mn y con déficit de Ca, que van desde la actinolita a dannemorita.
Para un depósito de skarn o grupo de skarns, de variaciones de composición en las fases
minerales menos comunes, como idocrasa, bustamita u olivino, puede dar una idea de
los patrones de zonación o petrogénesis regionales (por ejemplo, Giere, 1986; Agrell y
Charnely, 1987; Silva y Siriwardena, 1988; Benkerrou y Fonteilles, 1989).
Evolución de skarns en el tiempo y el espacio
Como fue reconocido por los primeros investigadores de skarns (por ejemplo,
Lindgren 1902; Barrell, 1907; Goldschmidt, 1911; Umpleby, 1913; Knopf, 1918), la
formación de un depósito de skarn es un proceso dinámico. En la mayoría de los
grandes depósitos de skarn hay una transición de metamorfismo temprano/distal
8 resultado en hornfels, reacción de skarn, y skarnoide, para metasomatismo
tardío/proximal resultando minerales de relativamente grano grueso de skarn. Debido a
los fuertes gradientes de temperatura y gran circulación de líquidos causada por células
de una intrusión magmática (Norton, 1982; Salemink y Schuiling, 1987; Bowers et al.
1990), el metamorfismo de contacto puede ser considerablemente más complejo que el
simple modelo de recristalización isoquímica invocado por metamorfismo regional.
Por ejemplo, diversos fluidos que circulan a través de una fractura en un relativamente
protolito carbonato simple pueden dar lugar a diversas reacciones. Así, los fuertes
gradientes térmicos común en la mayoría de entornos plutónicos, resulta en complejos
de aureolas metamórficas con transferencia metasomática a pequeña escala como lo
demuestra la reacción skarns y skarnoide.
Figura 4. Tipos de formación de skarn: Metamorfismo isoquímica incluye recristalización y
cambios en la estabilidad mineral sin significantes transferencias de masa. Reacciones de skarn
resultan de metamorfismo de litologías intercaladass, como son lutitas y calizas, con transferencias
de masa entre capas a pequeña escala.
Fluidos metasomáticos complejos, con la posible adición de componentes magmáticos,
como Fe, Si, Cu, etc, producen un continuo entre procesos puramente metamórficos y
puramente metasomáticos.
Este metamorfismo temprano y metasomatismo a
continuación de relativamente alta temperatura (Wallmach y Hatton, 1989, describen
temperaturas> 1200C) son seguidos por alteración retrógrada con descenso de
temperaturas. Un vínculo entre el espacio y el tiempo es un tema común en los
yacimientos de mineral y requiere de una cuidadosa interpretación de las características
que puede parecer que sólo se producen en un lugar determinado (por ejemplo, Barton
et al. 1991).
La formación de depósitos de tipo skarn involucra esencialmente tres etapas:
1) Metamorfismo isoquímico:
Recristalización metamórfica y cambios mineralógicos reflejando el protolito y
circulación de fluidos a alta temperatura formando minerales calcosilicatados. Incluye
además el desarrollo de: mármol, rocas córneas, cuarcitas, skarn de reacción,
skarnoides, talco y wollastonita hacia la periferia.
2) Etapas múltiples de metasomatismo:
Cristalización del magma y liberación de una fase fluida produciendo skarn
metasomático. Se forman principalmente minerales anhidros por acción de fluidos de
9 derivación magmática a temperaturas de 400º-800ºC. Usualmente en esta etapa ocurre o
comienza la mineralización.
3) Alteración retrógrada:
Enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperatura más baja, posiblemente
meteóricas, oxigenadas, causando alteración retrógrada de los minerales calcosilicatados metamórficos y metasomáticos. En esta etapa se forman nuevos minerales
hidratados de temperatura más baja, a partir de los minerales anhidros formados
previamente. Incluyen: epidota, actinolita, clorita y otras fases minerales hidratadas,
típicamente con control estructural y sobreimpuestos a la secuencia de progrado (fallas,
contactos estratigráficos o intrusivos). En algunos casos la mineralización se extiende
también a esta etapa de retrogrado.
Figura 5: Etapas evolutivas de depósitos skarn asociados a plutones: A) la intrusión inicial causa
metamorfismo de las rocas sedimentarias. B) recristalización metamórfica y cambios de fase
reflejan composiciones del protolito con bimetasomatismo locales y de circulación de fluido
formando diversos minerales calcosilicáticas (reacción skarns y skarnoide) en litologías impuras y
fluido a lo largo de los límites. Notar que el metamorfismo es más amplio y de mayor temperatura a
la profundidad que junto a la pequeña cúpula en la parte superior del sistema. C) Cristalización y
la liberación de una fase acuosa resultan en un fluido controlado metasomático de Skarn. Tener en
cuenta que formación de Skarn en profundidad es pequeña en relación con el tamaño de la aréola
metamórfica. También está verticalmente orientado frente a la extensión lateral local que se
extiende más allá de la aureola metamórfica cerca de la parte superior del sistema. D) Enfriamiento
del plutón y la posible circulación de las más frescas y oxigenadas aguas meteóricas puede causar
alteración retrógrada metamórfica y metasomático de agregados calco-silicatados. Tenga en cuenta
que la alteración retrógrada es más amplia en las zonas someras
10 Profundidad de formación
Una de los fundamentales controles sobre el tamaño de skarn, geometría, y el estilo, es
la profundidad de formación. Estudios geobarométricos cuantitativos típicamente
utilizan equilibrio de minerales (Anovitz y essenos, 1990), inclusiones fluidas (Guy et
al. 1989) o una combinación de estos métodos (Hames y otros., 1989) para calcular la
profundidad de metamorfismo. Los métodos cualitativos incluyen estratigráfico u otras
reconstrucciones geológicas y la interpretación de las texturas ígneas. Observaciones
simples de los márgenes refrigerados, tamaño de grano, morfología del plutón, y la
presencia de brechiación y fractura frágil permiten las distinciones entre campo
relativamente profunda y superficial.
El efecto de profundidad en el metamorfismo es en gran parte una función de la
temperatura ambiente de la pared de roca antes de, durante y posterior a la intrusión.
Suponiendo una media de un gradiente geotérmico orogénico zona de alrededor de 35
ºC por kilómetro (Blackwell et al. 1990), la temperatura ambiente de la pared de roca
antes de la intrusión a 2 km es 70 ºC, mientras que a 12 kilómetros sería 420 ºC. Por lo
tanto, con el añadido proporcionado por el flujo de calor locales de actividad ígnea, el
volumen de roca afectada por las temperaturas en 400 – 700 ºC será considerablemente
mayor y más largo en torno a un skarn más profundo que un somero. Además, el
aumento de la temperatura ambiente puede afectar a la historia de cristalización de un
plutón, así como minimizar la cantidad de alteración de los minerales de skarn.
A una profundidad de 12 km con temperaturas alrededor de 400 ºC, el skarn no puede
enfriar por debajo de granate y piroxeno sin posterior elevación de otros cambios
tectónicos. El mayor alcance y la intensidad de metamorfismo en profundidad puede
afectar a la permeabilidad de la recepción de rocas y reducir la cantidad de carbonato
disponible para la reacción con fluidos metasomáticos.
La profundidad de formación de skarn también afectará a las propiedades mecánicas de
las rocas receptoras. En skarn de profundidad, las rocas tienden a deformarse en una
manera dúctil en lugar de la fractura. Contactos intrusivos con las rocas sedimentarias
tienden a ser secundarios paralelos a la estratificación, plutones a lo largo de los planos
de estratificación o las rocas sedimentarias se cruzan o fluyen hasta que se ajusten a la
intrusión de contacto. En los depósitos de este tipo, donde los contactos son rocas
intrusivas subregionales paralelos a la estratificación, skarn generalmente se limitan a
una pequeña, pero verticalmente amplia extensión.
Así, skarn formados a mayores profundidades puede considerarse como una pequeña
corteza de pequeño tamaño en relación con los plutones asociados y su aureola
metamórfica. En cambio, las rocas receptoras en profundidades someras tienden a
deformarse por el fracturamiento y fallamiento en vez de plegado. El fuerte hidrofracturamiento asociado a intrusiones a nivel superficial aumenta la permeabilidad de
las rocas receptoras, no sólo para metasomáticas ígneas relacionados con fluidos, sino
también para más tardías, posiblemente fluidos meteóricos más frescos (Shelton, 1983).
La afluencia de agua meteórica y la consiguiente destrucción de los minerales de skarn
durante alteración retrograda es uno de los rasgos distintivos de la formación de skarn
en un entorno superficial.
11 Skarns superficiales son conocidos actualmente en la formación de los sistemas
geotérmicos activos (McDowell y Elders, 1980; Cavarretta et al. 1982; Cavarretta y
Puxeddu, 1990) y las fuentes termales en el fondo del mar (Zierenberg y Shanks, 1983).
El grado en que una determinada etapa de alteración se desarrolla en un determinado
skarn dependerá del entorno geológico de la formación. Por ejemplo, metamorfismo
probablemente será más amplio en torno a un grado superior de skarn formado en
relativamente grandes profundidades de la corteza que uno bajo condiciones someras.
Por el contrario, la alteración retrógrada durante el enfriamiento, y la posible interacción
con agua meteórica, será más intensa en una de skarn formado a profundidades
relativamente someras en la corteza terrestre en comparación con uno formado a
mayores profundidades. En ambientes más profundos rocas skarns carbonatadas
podrían deformar en un manera dúctil y no a través de fractura frágil, estratificación
paralela a la intrusión de contacto. Estas diferencias en el estilo estructural, a su vez,
influyen en el tamaño y la morfología de los skarn. Así, composición de roca, la
profundidad de formación, y el ajuste estructural son todas las causas de las variaciones
del idealizado modelo "clásico" de skarn.
Fluidos mineralizantes, reacciones y equilibrio
Metamorfismo de contacto
Bases descriptivas.
Un magma es introducido dentro de niveles de la corteza, metamorfismo de contacto
forma una aureola termal zonada consistente de silicatos cálcico-alumínicos en lutita
calcárea o marga, silicatos cálcico-magnesianos en limos dolomíticos y wollastonita en
calizas. Estos, marmoles pobres en hierro y hornfels constituyen etapas de
metamorfismo temprano. Aureolas de metamorfismo pueden extenderse por kilómetros
fuera de los cuerpos intrusivos en relativamente ambientes profundos; en ambiente subvolcánico superficial el metamorfismo es menos extenso. Las etapas de metamorfismo
son esencialmente estériles de minerales de mena pero esta idea parece ser una etapa en
la formación de concentraciones de minerales temprana por que hornfels calcáreos son
fácilmente fracturados durante la adaptación estructural ocurrida durante el continuo
emplazamiento de magma o debido a la perdida de volátiles en volumen constante
generando incremento en la porosidad.
Donde las rocas carbonatadas son impuras y lutitas calcáreas y areniscas son
abundantes, metamorfismo de calco-silicatos puede constituir una gran porción de
depósitos skarn.
Composiciones metamórficas calco-silicatos reflejan la composición de protolitos
originalmente sedimentarios; en muchos casos las impurezas dominantes son magnesio
y aluminio y los resultantes minerales calco-silicatos consisten de grosularita y
diópsido. Donde ocurren protolitos sedimentarios ricos en hierro, son formadas rocas
metamórficas calco-silicatadas ricas en hierro. Estas pueden ser distinguidas de calcosilicatos metasomáticos solamente con considerable dificultad. En algunos casos el
siguiente criterio puede ser usado: (1) rocas metamórfica generalmente contienen un
gran número de fases para el número de componentes, donde las rocas metasomáticas
12 contienen muy pocas fases para el número de componentes; y (2) en cualquier tipo de
roca dado, la composición de todas las zonas formadas por metamorfismo son idénticas,
excepto para H2O y CO2; en contraste, discontinuidades en la composición donde no
ha existido previamente son una señal de metasomatismo.
Reacciones metamórficas.
Estudio de partes metamórficas de depósitos skarn son importantes porque los minerales
metamórficos son típicamente sobreimpuestos y alterados por metasomatismo tardío,
debido a que los estudios de las asociaciones minerales pueden conducir a un mejor
entendimiento de las condiciones generales de P-T acompañando la formación temprana
de skarn, y debido a que el análisis de la distribución de la asociación de minerales
metamórficos ayuda a entender la distribución termal y patrones de flujo de fluidos en
aureolas de contacto.
Reacciones metamórficas involucran solamente cambios en la cantidad de componentes
volátiles presentes en la roca, como son O2, CO2 y H2O, y son una función de las
condiciones de P-T y la fugacidad (presiones parciales termodinámicas) de estos
componentes volátiles. Un ejemplo es:
Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3CaCO3 + 2SiO2 = 5CaMgSi2O6 + CO2 + H2O
Considerables datos experimentales existen en reacciones metamórficas incluyendo
mezcla de volátiles y minerales de miembros finales puros en los sistemas CaO-MgOSiO2-CO2-H2O y CaO-Al2O3-SiO2-CO2-H2O.
En presiones constantes, dos variables pueden ser usadas para describir las estabilidades
de calco-silicatos en los sistemas: temperatura (T) y fracción molar de CO2 en un fluido
H2O-CO2. Reacciones que conducen a las primeras apariciones de fases calco-silicatos
de asociaciones carbonáticas tienen pendientes positivas en el diagrama T-XCO2; que
son un incremento en la temperatura o disminución en XCO2 favorece la formación
calco-silicato. Esto tiene dos consecuencias importantes en la interpretación de
cantidades naturales: (1) en orden a la T específica, la composición de la fase acuosa
(XCO2) puede ser conocida; y (2) formación de calco-silicatos puede ocurrir a T
menores en fluidos ricos en agua que en fluidos ricos en CO2.
Oxigeno isotópico y datos de inclusiones fluidas indican que XCO2 en fluidos
impregnados en rocas carbonatadas durante metamorfismo y metasomatismo son
generalmente muy pocos, quizás menores que 0.1. Si bajos valores de XCO2 son
tomados como caso general, entonces varios equilibrios T-XCO2 pueden ser usados en
lugar de límites de temperatura en ciertos minerales.
13 Figura 6. Variación de los fluidos de acuerdo con la T y XCO2. Modificado de Greenwood (1967)
and Kerrick (1974).
Incremento de skarn metasomático
Bases descriptivas.
Inicio de metasomatismo con cristalización de magmas relacionados a fluidos
hidrotermales magmáticos producen hidrofracturamiento del pluton y en algunos casos,
de hornfels formados previamente. Estos fluidos, que pueden mezclarse con aguas
metamórficas, o en un estado tardío, con aguas metéoricas, ascienden a lo largo del
exterior del contacto del plutón e infiltran a la roca caja a lo largo del contacto intrusivo
como también a lo largo de las fisuras, diques pre-skarn y sills, contactos sedimentarios
y otras zonas permeables. La solución, equilibrado con cuarzo mozonita, puede ser casi
neutral y enriquecido en hierro relativo a magnesio. Los metales y sulfuros contenidos
de la solución dependen de la temperatura y presión de equilibrio con la masa intrusiva,
el estado de oxidación de los sistemas y el contenido halógeno del magma. Gradientes
de actividad de solución siguiendo a los canales resultan en un ordenamiento zonal
distribuido de temprano a distal, generalmente skarns anhídridos presentan: endoskarn
formado en intrusivos y hornfels intercalados por introducción de calcio de rocas
carbonatadas; exoskarn formado en rocas carbonatadas por introducción de hierro,
sílica, aluminio y otros componentes. Componentes químicos en los skarn pueden ser de
derivación local o ajena. Interacción de los fluidos formadores de skarn con dolomita
ceden magnesio al skarn caracterizado por clinopiroxeno, forsterita y calcita donde la
caliza cede calcio al skarn caracterizado por granate y piroxeno con zonas exteriores de
wollastonita, idocrasa y/o piroxenoides. Composiciones calco-silicatadas son
influenciadas por el estado de oxidación del sistema, con componentes de hierro férrico
dominante presentes en estados de alta oxidación y componentes de hierro ferroso
dominante presente en estados de baja oxidación. Superposición de estos estados en
hornfels y mármoles calco-silicatos resultan en asociaciones minerales complejas y en
14 zonado composicional de silicatos individuales. Los estados tempranos anhídridos, no
están usualmente acompañados por depositación de sulfuros; simultanea mineralización
incluye magnetita y boratos en skarn magnesiano y scheelita en skarn cálcico.
Las etapas tardías de incremento de skarn prógrado muestra una tendencia hacia
enriquecimiento en hierro y empobrecimiento en magnesio en los silicatos. Andradita y
piroxeno pueden reemplazar skarn magnesianos tempranos. En skarn cálcicos, esta
tendencia en evolución puede ser reconocido por el desarrollo de rico hierro férrico
tardío (andradita) o ferroso y manganeso enriquecido (almandino-espesartina), y
ferroso y manganeso enriquecido (hedenbergita) en skarn de tungsteno. Similarmente,
andradita tardía y johansonita-hedembergita son observados en skarn con tendencia de
zinc. La depositación de magnetita y de sulfuros generalmente comienza con el estado
tardío del incremento de skarn pero picos durante el skarn tardío destruyen etapas.
Probablemente el mineral opaco característico de esta etapa es magnetita, el cual
reemplaza andradita en skarns cálcicos o es acompañado por flogopita, humita, boratos
y serpentina, hacia el exterior zonas de forsterita de skarn magnesianos, sulfuros son
menos característicos pero pueden incluir sulfuros de baja sulfuración como pirita,
bornita y calcopirita en zonas de andradita y esfalerita, en el exterior de zonas de
piroxeno o piroxennoide de skarn cálcico. Amplia alteración de hidratación de silicatos
de skarns en esta etapa son raras, excepto en skarn magnesiano. Scheelita son
generalmente ausentes de estas etapas prógradas ricas en hierro. Plutones asociados
pueden incluir metasomatismo alcalino, como son biotita-ortoclasa o escapolita-albita,
adicional desarrollo de endoskarn (ejm. Cuarzo-plagioclasa-piroxeno-epidota en skarns
de tungsteno) o poca alteración megascópica en el total.
Temperatura y fugacidad de sulfuros y oxigeno durante desarrollo de skarns
metasomáticos
La presencia de hierro, manganeso y sulfuros en ambientes de skarn metasomáticos
introduce adicionales complejidades dentro de la interpretación de la estabilidad de
minerales calco-silicatos. Hierro, manganeso y sulfuros, la estabilidad de minerales que
contienen estos elementos que son una función de la abundancia (fugacidad) de oxigeno
y sulfuro. Equilibrio incluye hierro, manganeso y el equilibrio de sulfuros son a su vez
mejor mostrados como una función de las variables T-fO2-fS2. La capacidad de hierro y
manganeso para sustituir magnesio y aluminio en calco-silicatos causa cambios
radicales en la estabilidad de la resultante solución sólida mineral.
Estudios han mostrado que muchas de las fases minerales clásicamente pensadas de alta
temperatura pirometasomática pueden ser estables en relativamente bajas temperaturas
(350 a 450 ºC), particularmente en bajos valores de presión, oxidación y estados de
sulfuración y XCO2.
Pocos datos experimentales existen en el caso de solución sólida de hierro-manganeso
en minerales calco-silicatos en equilibrio. Estudios acerca de la temperatura y presión
de formación de skarns sugieren temperaturas de formación de skarns prógrados de 650
a 400 ºC e indica substancialmente alta temperatura de formación de skarn prógrados
asociados con ambientes de alta presión.
15 Procesos metasomáticos
Reacciones metasomáticas, difieren de las metamórficas, produce cambios en la
cantidad de componentes no volátiles (ejm. Ca, Fe, Si) en la roca. Dos variedades
generales de skarn metasomáticos han sido identificados: metasomático local
(reacciones skarn) e infiltración metasomática (ígneo metasomático). Los primeros son
generalmente confinados a terrenos metamórficos de moderado a alto grado donde los
componentes químicos para reacciones son conducidos del campo de rocas y no son
generalmente asociados con formación de mena; la segunda es relacionada a
metasomatismo causado por sistemas magmáticos hidrotermales y son generalmente
asociados con depósitos de mena de algunas variedades.
Modelos teóricos y experimentales de zonado metasomático han recibido considerable
atención desde las formulaciones originales de difusión e infiltración. Metasomatismo
resultante de difusión intergranular puede ser visualizado como el resultado de
reacciones prolongadas entre dos substancias incompatibles (ejm. Dos rocas
interestratificadas o una roca y un fluido acuoso). La difusión ocurre en respuesta de
gradientes de concentración de difusión de componentes entre zonas, y gradientes
finitos son presentes en límites de zonas; la resultante secuencia mineral muestra
abruptas discontinuidades composicionales entre zonas, y minerales de solución sólida
muestran cambios progresivos en la composición entre zonas.
Aunque modelos de difusión pura pueden ser aplicados exitosamente en delgadas zonas
de reacción estas son diferentes que la difusión que puede ocurrir en grandes espesores
de zonas metasomáticas comúnmente observadas en depósitos skarn. La aplicación de
fuerzas para transporte de masas difusivas, decrece como el espesor de las zonas de
reacción se incrementa y los procesos metasomáticos paran. Largas distancias de
transporte pueden resultar, sin embargo, del flujo de fluidos inducido por gradientes de
presión y temperatura. La resultante secuencia mineral muestra abruptos límites zonales
en la composición de minerales entre zonas, la complejidad de la variación
composicional mineral entre zonas individuales de depósitos skarn pueden ser
identificados por las características composicionales de calco-silicatos, entonces, tanto
la infiltración y la difusión juegan roles importantes.
Depositación de sulfuros y alteración retrograda
La mayoría de períodos de depositación de menas de sulfuros generalmente siguen el
cese del desarrollo de skarn y es acompañado por el inicio de alteración hídrica de
minerales de skarn tempranos y alteración hidrolítica de intrusiones asociadas.
Depositación de sulfuros y alteración de skarns tienen típicamente control estructural y
cruzan a través de modelos de skarn tempranos; en algunos casos, depositación de
sulfuros se extiende más allá de skarns en mármol o hornfels. Los productos de
alteración típicamente reflejan la composición de los silicatos skarn originales
modificados por la disolución de calcio e introducción de volátiles: epidota de bajo
hierro, clorita y calcita reemplaza grosularita; cuarzo, óxidos de hierro y calcita
reemplaza andradita; biotita, hornblenda-plagioclasa reemplaza almandino; tremolita,
actinolita y eventualmente talco reemplaza diópsido; ilvaita, rodonita o rodocrosita
reemplaza mangano-hedembergita; ferro-actinolita reemplaza hedembergita; y
serpentina reeemplaza forsterita. Estas reacciones retrogradas dirigen el
reemplazamiento de ricos en calcio calco-silicatos por una cantidad de: (1) silicatos de
16 bajo calcio, (2) óxidos de hierro o sulfuros y (3) carbonatos o plagioclasa de tipo albita.
Calcio relacionado a la solución puede resultar en precipitación tardía de sheelita. Los
mecanismos referidos como línea de depositación mineral de mármol son de
importancia en el desarrollo de cuerpos de sulfuros de alto grado en depósitos skarn.
Esto es también un ejemplo de una zona de skarn exterior producido por tardíos fluidos
de baja temperatura. Reacciones que acompañan mármol de depositación de sulfuros
incluyen la formación de talco + calcita en la interface tremolita-dolomita en skarns
magnesianos y cuarzo-calcita-clorita-epidota formados en la interface wollastonitacalcita en skarns cálcicos.
Dentro del skarn, minerales opacos en muchos casos son cerradamente asociados con
características retrogradas y reflejan altos estados de oxidación y sulfuración y menores
temperaturas que tempranos acompañamientos a la mineralización. El grado al cual
skarn tempranos son alterados por estos estados tardíos sulfuros-hidrosilicatos son
relacionados a profundidad y proximidad a un sistema hidrotermal de ambiente abisal
(skarns de tungsteno) mostrando menores alteraciones tardías que ambiente hipoabisal
(skarns relacionados a pórfidos de cobre), y skarns distal (ejm. Sistemas de vetas de
zinc) muestran menos alteración que skarns proximales (ejm. Skarns en contacto con
plutones alterados hidrolíticamente). Alteración clorita-epidota de endoskarn o
propilítica de rocas de diques ígneos son característicos de estos estados. En muchos
casos, alteración cuarzo-moscovita-pirita de rocas plutónicas pueden ser
correlacionados a las etapas hidrosilicatos, tanto en ambientes hipoabisal y algunos
ambientes abisales. Un período de amplia destrucción del skarn puede ocurrir si
significante circulación hidrotermal continúa en bajas temperaturas. En algunos
depósitos, estos períodos tardíos son limitados a escaso relleno de drusas de cuarzocarbonatos-sulfuros, en otros, grandes porciones de los skarn son convertidos a mezclas
de cuarzo, calcedonia, arcillas, carbonatos, sulfuros y óxidos de hierro. La existencia de
skarn tempranos puede solamente ser reconocida por la presencia de minerales relictos o
minerales pseudomorfos.
Figura 7. Cambios en el contenido mineral y el fluido durante reacciones de mineralización ácida
de Zn-Pb con dolomita a 300 ºC.
17 Petrogénesis y entornos tectónicos de los depósitos skarn
La mayoría de los principales depósitos Skarn están directamente relacionados con la
actividad ígnea. Los promedios de grandes cantidades de datos para cada tipo de Skarn
pueden resumirse en una variedad de esquemas de composición para mostrar
distinciones de Skarn entre clases. Skarns de Estaño y molibdeno normalmente se
asocian con una alta sílice, plutones fuerte mente diferenciadas. En el otro extremo del
espectro, skarns de hierro por lo general se asocian con baja sílice, ricos en hierro,
relativamente plutones primitivos. Tales diagramas son menos útiles para la realización
de estudios detallados que, sin embargo, debido a la amplia gama de composiciones
ígneas posible para un individuo skarn y de la dificultad de aislar los efectos de
metasomatismo y fines de alteración se los utiliza.
Figura 8. Variación de (A)MgO y (B) K2O vs. SiO2 Correlación entre la química de los elementos
Meinert (1995).
mayores. Meinert (1995).
Otras características importantes incluyen el estado de oxidación, tamaño, textura,
profundidad de emplazamiento, y la tectónica de cada uno de los plutones. Por ejemplo,
skarns de estaño son casi exclusivamente asociados con una reducción, series ilmenita
puede caracterizarse como de tipo S. Estos plutones tienden a ocurrir en cratones
estables en el que la fusión de la corteza puede ser instigado por dislocación incipiente.
Muchos skarns de oro también se asocian con una reducción de plutones de series
ilmenita. Sin embargo, plutones de Skarn de oro son típicamente máficas, bajo cuerpos
de sílice, que no podría haber formado por la fusión de la corteza sedimentaria. En
cambio, los plutones asociados a skarns de cobre, en particular los depósitos pórfido de
cobre, están muy oxidados, magnetita, y de tipo I asociada a subducción relacionados
con arcos magmáticos. Estos tienden a ser plutones porfíricos y emplazadas en niveles
someros de la corteza. Skarns de Tungsteno, por otra parte, se asocian con plutones
relativamente grandes, de grano grueso, equigranular o complejos batolíticos que es
indicativo de un medio ambiente más profundo.
18 Figura 9. Correlación entre saturación de aluminio (A) y estado de oxidación de hierro (B) rocas
plutónicas asociadas con los mayores tipos de depósitos skarn. A) Rb vs. Sc y (B) V vs. Ni
Tectónica, petrogenesis, y depósitos Skarn están íntimamente entrelazados. Algunos
libros de texto clasifican provincias ígneas (Wilson, 1989) o los diferentes tipos de
mineral de los depósitos (Sawkins, 1984). Este enfoque ha tenido menos éxito en la
descripción de yacimientos tales como skarns que son el resultado de procesos que
pueden ocurrir en casi cualquier ambiente tectónico. Una clasificación útil tectónica de
los depósitos skarns debería separar grupos de Skarn que se presentan juntos y
distinguir a los que normalmente se producen en entornos especializados de tectónica.
Ubicación de acuerdo a la tectónica de placas
Un ambiente orogénico temprano puede ser visualizado como un arco magmático
asociado con un empinado ángulo en la zona de subducción en un ambiente oceánico
dominante. En algunos casos estos terrenos son subsecuentemente acrecionados
creciendo márgenes continentales. Magmatismo de arco de islas incluye rocas
volcánicas basálticas y andesíticas las cuales pueden localmente interdigitarse con rocas
clásticas de tras-arco o con arcos volcánicos bajo el nivel del mar, con rocas marinas
superficiales clásticas incluyendo arrecifes calcáreos. Rocas intrusivas con rangos de
gabro a granodiorita con menores rocas alcalinas. Depósitos de skarn ricos en magnetita
son asociados con tales plutones y se forman en andesitas volcánicas y en calizas.
Algunas de las características claves de que grupo de estos skarn aparte de estas
asociaciones con magmas más evolucionados y corteza son su asociación con plutones
gabroicos y dioríticos, los grandes volúmenes de endoskarn y los más difundidos
metasomatismos de sodio, la mayor parte de composición ricos en Fe y pobres en
magnesio, y la presencia de elementos anómalos Fe, Co, Au, (Ni) y (Zn) y la ausencia
de Sn, W y Pb reflejan la primitiva naturaleza oceánica de la corteza, roca caja y
plutones.
Arcos magmáticos desarrollados en corteza continental representan un más
evolucionado ambiente orogénico que los arcos de islas oceánicos; plutones son
granodiorita a diorita, y las composiciones de estroncio y oxígeno isotópico muestran
una mayor característica continental. Estos estados pueden continuar el estado
19 orogénico temprano si un arco de islas es acrecionado a un margen continental.
Variaciones en el ángulo de subducción pueden tener efectos significantes, incluyendo
migración de arcos magmáticos, cambios en la composición del magma y cambios en el
estilo estructural de los emplazamientos de magma. Estas variaciones combinadas con
perturbaciones causadas por cambios de facies estratigráficas, profundidad de las
formaciones y otras variables pueden dar aumento en la variación en la geometría de
depósitos skarn, mineralogía y contenido del mineral dominante. Evidencia disponible
sugiere que el ángulo de subducción podría disminuir con el tiempo y en algunos casos
exhibir alguna inclinación reversa. La presente discusión considera dos casos
generalizados: un orogénico medio, caso en el cual la inclinación moderada causa
subducción en un dominante arco magmático tipo-I, y el caso en el cual la transición de
tectonismo post-subducción causa más discontinuidades magmáticas de tipo I y S,
rocas más lejos hacia el cratón interior.
Skarns asociados con subducción relacionados a plutones de granodiorita y cuarzo
monzonita son los más comunes y más estudiados de todos estos depósitos. Donde el
magma es emplazado a relativamente grandes profundidades (5 a 15 km), grandes
batolitos de grano grueso resultan como causa típica de extenso metamorfismo, pero,
carece de cantidad significante de alteración de baja temperatura. Skarns asociados con
plutones son minados mayormente para tungsteno, con menores cantidades para cobre y
molibdeno; zinc y plata pueden estar presentes en skarn distales. Skarn de tungsteno son
caracterizados por relativamente reducido calco-silicato y asociación de minerales
opacos, menores cantidades de alteración de baja temperatura y generalmente pequeñas
cantidades de sulfuros de baja sulfuración.
Donde el magma es emplazado a profundidades intermedias a superficiales de la corteza
(1 a 6 km), stocks porfiríticos y plugs de granodiorita a cuarzo monzonita resulta que
comúnmente tienen rocas volcánicas cogenéticas. Aureolas metamórficas no son
extensas o con alto grado como en los alrededores de los batolitos más profundos y la
alteración de los stocks puede ser muy extendido. Skarns asociados son ricos en
sulfuros y son minados mayormente para Cu, Fe-Cu y Zn-Pb, con localmente
importantes subproductos de Mo, Au y Ag. La distribución mineralógica y razones de
metales de estos depósitos skarn son bastante variables. Correlaciones con los tipos de
magma, estado de oxidación, profundidad de formación y distancia de las fuentes
intrusivas han sido sugeridas para ocurrencias específicas.
Durante la transición a tectonismo de post subducción, el arco magmático puede
ensancharse o migrar más hacia el interior. Las intrusiones pueden ser tipo I o S basados
en evidencia isotópica, se supone que tienen mayor interacción con corteza continental
que con los arcos magmáticos más tempranos. Los magmas tipo I son de composición
de cuarzo monzonita a granito y son asociados con skarns que son minados para una
variedad de metales; W y Mo son generalmente dominates con mayores cantidades de
Cu y Zn y menores cantidades de Bi, Pb, Ag y Au. En algunos casos la intrusión
también contiene mineralización de molibdeno.
Los intrusivos tipo S asociados con este estado orogénico tardío son de composición
granítica; rocas volcánicas cogenéticas o aureolas metamórficas extensas son raras. Los
plutones son generalmente de grano grueso y contienen megacristales de cuarzo gris
oscuro, cavidades miaroliticas, canales pegmatíticos y alteración de tipo greisen. Skarn
20 asociados son minados para Sn, aunque otros elementos son usualmente presentes y
pueden ser de importancia económica. Estos incluyen Be, B, F, Bi, W, Cu, Zn, Pb y U.
La disposición de los depósitos skarn depende de la ocurrencia de rocas carbonatadas.
De esta forma, la ocurrencia de los skarn puede ser errática y en algunas porciones
mayores del cinturón orogénico ellos son ausentes o notablemente esparcidos.
Figura 10. 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).
Zonación de los depósitos Skarn
En la mayoría de skarns hay un patrón general de zonación granate proximales, distales
piroxeno e idocrase (o un pyroxenoide como wollastonita, bustamita, o rodonita) en el
contacto entre Skarn y mármol.
Figura 11. Zonación típica de skarns de acuerdo al avance del fluido.
21 Además, los minerales pueden mostrar más grandes variaciones en el patrón de
zonación a través de sistemática de color o de composición. Por ejemplo, es común
proximal granate rojo-marrón oscuro, marrón cada vez más ligeros y por último, de
color verde pálido cerca de la parte frontal de mármol (por ejemplo, Atkinson y Einaudi,
1978). El cambio de color del piroxeno es menos pronunciado, pero en general refleja
un aumento progresivo en hierro y/o manganeso hacia el frente de mármol (por ejemplo,
Harris y Einaudi, 1982). Para algunos sistemas de Skarn, estos patrones de zonación
puede ser "extendida" a una distancia de varios kilómetros y puede proporcionar una
guía para la exploración (por ejemplo, Meinert, 1987). Detalles de la mineralogía y la
zonificación de skarns pueden ser utilizados para la construcción de depósito de
exploración de modelos específicos, así como los modelos de utilidad más general en el
desarrollo de programas de bases de exploración o de síntesis regionales.
Razonablemente detallados modelos de zonación están disponibles para el cobre, oro,
zinc y skarns (Meinert, 1997). Otros modelos pueden ser construidos a partir de los
depósitos que han sido bien estudiados, como la Hedley Au Skarn (Ettlinger, 1992; Ray
et al., 1993) o la Groundhog Skarn de Zn (Meinert, 1982).
Figura 12. Zonación que sucede en la mayoría de los skarn la cual copia la geometría del contacto
del plutón y los flujos de fluidos. Los Skarn son zonados y la zona de endoskarn y exoscarn
proximal posee un alto contenido de Granate. Las zonas distales son más ricas en piroxeno y en la
zona más frontal, relacionada con mármoles puede estar dominada por piroxenoides o vesubianita.
Depósitos skarn de Au, Cu, Fe, Mo, Sn, W y Pb-Zn
Grupos de depósitos de skarn puede basarse en las características descriptivas, como
composición del protolito, el tipo de roca y de metal económico dominante (s), así
como características genéticas como el mecanismo de circulación de fluidos, la
temperatura de formación, y el grado de partición magmática. La tendencia general de
autores modernos es adoptar una clasificación descriptiva de skarn basada en el dominio
económico de los metales y a continuación, modificar la base de cada una de las
22 categorías de composición, tectónica, o variaciones genéticas. Esto es similar a la
clasificación de los depósitos de pórfido en pórfido de cobre, molibdeno y estaño;
depósitos que comparten muchas características geoquímicas y alteración, pero son, no
obstante, fácilmente distinguibles. Los siete principales tipos de skarn (Au, Cu, Fe, Mo,
Sn, W y Pb-Zn) han recibido un importante estudio moderno y muchos otros
(incluyendo F, C, Ba, Pt, U, REE) son importantes localmente. Además, skarns pueden
ser minadas para el sector de los minerales tales como granate y wollastonita.
Skarns de Hierro
Los skarns más grandes son los depósitos de hierro. Las principales evaluaciones de
este tipo de depósito incluyen Sangster (1969), Sokolov y Grigorev (1977), y Einaudi y
otros. (1981). Skarns de Hierro son minadas por su contenido de magnetita y aunque
pequeñas cantidades de Cu, Co, Ni y Au puede estar presente, el hierro es generalmente
la única mercancía recuperable. Muchos de los depósitos son muy grandes (>500
millones de toneladas, >300 millones de toneladas que figuran Fe) y consisten
predominantemente de magnetita con poco silicato de ganga. Algunos depósitos
contienen cantidades significativas de cobre y son más típicos de transición a skarns de
cobre (por ejemplo, Kesler, 1968; Vidal y otros., 1990).
Skarns cálcicos de hierro en los arcos de islas oceánicas están asociados con plutones
ricos en hierro invadiendo la pared de caliza y rocas volcánicas. En algunos depósitos a
la vista, la cantidad de endoskarn puede superar exoskarn. Minerales de Skarn
consisten predominantemente de granate y piroxeno con menos epidota, ilvaita y
actinolita; todos son ricos en hierro (Purtov et al. 1989). Alteración de rocas ígneas es
común con bastante albita, ortoclasa, y escapolita venas y reemplazos, además de
endoskarn.
En cambio, skarns de hierro y magnesio están asociados con diversos plutones en una
variedad de entornos tectónicos, la característica común es que todos ellos forman la
pared de roca dolomítica. En skarns magnesianos, los principales minerales de skarn,
como forsterita, diópsido, periclasa, talco y serpentina, no contienen mucho hierro, por
lo que la solución de hierro tiende a magnetita en vez de andradita o hedenbergita (por
ejemplo, Hall y otros. 1989).
Skarns de Oro
El término "Skarn de oro" se utiliza en el sentido económico propuesto por Einaudi et
al. (1981) y se refiere a los depósitos de minerales que son extraídos, exclusiva o
predominantemente oro y que exhiben alteración de rocas calcosilicáticas, por lo
general dominado por granate y piroxeno, que está relacionada con la mineralización.
Esto excluye el uso de los depósitos que contienen oro pero que están minadas
principalmente para otros productos básicos como el cobre. Por el contrario, esta
definición incluye a los depósitos que contienen grandes cantidades de otros metales
(como Fe, en forma de magnetita) que no están minadas.
23 Skarns de Oro Reducidos
Depósitos de skarn de oro reducido tienen relativamente grado más alto (5-15 g/t de
Au), se encuentran varias minas de oro sólo por su contenido, la carencia económica de
las concentraciones de otros metales, y tienen un distintivo Au - Bi – Te como
asociación geoquímica. La mayoría de skarns con alto grado de oro se asocia con una
reducción (ilmenita, Fe 2 O 3 / (Fe 2 O 3 + FeO) <<0,75) plutones de diorita granodiorita,
y dique/sill complejos. Ellos normalmente ocurren en protolitos clásticos ricos en lugar
de caliza pura y skarn de alteración de diques, sills, y unidades volcanoclásticas. La
reducción de skarns de oro están dominados por piroxeno rico en hierro (normalmente>
Hd 50), pero las zonas proximales pueden contener abundante grandita. Otros
minerales comunes incluyen feldespato K, escapolita, vesuvianita, apatita, y anfíboles.
Zonas Distal/temprano contienen biotita + hornfels, que se puede extender por 100
metros de la masa más allá de skarn. Debido a las rocas ricas-clásticas de naturaleza
sedimentaria carbonacea en estos depósitos, la mayor parte de skarn es relativamente
fino.
Skarns de Oro Oxidados
Considerando que el depósito "clásico" de skarn de oro se caracteriza por bajo granate:
razones de piroxeno, hedenbergita piroxeno, y abundantes sulfuros dominados por
arsenopirita y pirrotita, varios skarns han sido minados por el oro que tienen un estilo
muy diferente de la mineralogía y la mineralización. Estos depósitos se han clasificado
por Brooks y otros. (1991) como skarns de oro oxidado. Sus características esenciales
son de alta granate: razones de piroxeno, granate y piroxeno relativamente pobres en Fe,
la baja total de sulfuros, pirita> pirrotita, y menores pero presentes las ocurrencias de
calcopirita, esfalerita, y galena-bismutinita-argentita. Además, los más altos grados de
oro no están asociados con granate-piroxeno prógrado, sino más bien alteración
retrógrada tardía incluyendo abundante feldespato K (adularia) y cuarzo. Algunos de
esos depósitos se puede considerar de transición a otros tipos de mineralización de oro
epitermal, tales como depósitos en el que la fase de separación (ebullición) puede ser un
importante mecanismo de las precipitaciones (por ejemplo, Hedenquist y otros. 1996).
Nambija, Ecuador
Ecuador cuenta con dos importantes skarns de oro, Ximena y Nambija. Ximena en el
centro oeste de Ecuador es una típica reducción de oro de skarn similares a Hedley
Fortitude en América del Norte. Se ha producido alrededor de 75000 onzas de oro
aluvial de los campos que se desarrollaron en un marco de skarn dominante en
piroxeno. En cambio, Nambija, en el sudeste de Ecuador es un skarn de oro oxidado
con similitudes a la de skarn McCoy en Nevada y Red Dome en Australia. Su
mineralogía está dominada por grandita como granate y la mayoría de la producción
proviene de funcionamiento y aluviales de alta calificación por los campesinos locales.
Nambija es una de una serie de depósitos de oro en la parte meridional de la Cordillera
Real, con tendencias norte y noreste en el cinturón de rocas del Cenozoico, Mesozoico,
Paleozoico. La parte central de este cinturón Terciario se compone de rocas volcánicas
recientes, con varios volcanes activos. Al oeste de este cinturón volcánico es una
secuencia Cretácica de arco insular y oceánico sedimentarias, volcaniclástica, y rocas
24 volcánicas, que han sido invadido por numerosos plutones terciarios de tipo I,
relativamente máficos.
A escala regional, el distrito de Nambija está disecado por el borde oeste, N10°E a N20
°E por fallas de empuje espaciadas aproximadamente 10-30 km. El skarn de Nambija
ocurre dentro de los depósitos metamórficos Piuntza, rocas volcano-sedimentarias que
se producen como techo colgantes en 170 Ma del batolito de Zamora (Litherland y
otros. 1994). La Unidad Piuntza es de aproximadamente 500 m de espesor y se
compone de arenisca, lutita, calizas, tobas, y andesitas corrientes (Paladines & Rosero
1996). El batolito Zamora es una tonalita equigranular a granodiorita (Salazar 1988).
Otras rocas ígneas que han sido publicados en el distrito Nambija incluyen
monzodioritas, monzonita, rhiodacita, sienita, y feldespato - cuarzo porfirítico diques y
pequeños stocks(Hammarstrom 1992; Paladines & Rosero 1996). Sin embargo, la
mayoría de estas intrusiones han sido alteradas a feldespato K, sericita, clorita, y arcilla.
Por lo tanto las composiciones originales y las edades de estas intrusiones no son bien
conocidas.
Dentro del distrito Nambija, hay una serie de skarns de oro, que han sido trabajadas por
los campesinos, incluidos los de norte a sur, Fortuna, Campana, Campanilla, Nambija,
Guaysimi, y la Sultana del Cóndor. Trabajos artesanales en Nambija se calcula que han
producido 2 millones de onzas de oro y de los recursos actuales se estima en 23
millones de toneladas (Mining Magazine 1990). Las concentraciones van desde 14 a 84
g / t de Au, con un promedio de 15-30 g / t de Au (McKelvey 1991; Hammarstrom
1992). Campanilla y Campana son similares pero de menor concentración (Mining
Magazine 1990). Dado el tamaño de grano del oro y el carácter rudimentario del aluvial
y funcionamiento artesanal, todo lo anterior las cifras de tonelaje y categoría deben
considerarse con cautela. La mayoría de skarn nidos y zonas mineralizadas se producen
en el norte y el noreste del corredor con brechas estructurales, venas, y cizallas que con
las grandes fallas paralelas. Esta zona mineralizada es 1,5 km de largo, 125 metros de
ancho, y pendientes de 34 °E (Aguirre y otros. 1985; McKelvey 1991). El más alto
grado de mineralización ocurre en la intersección de estas estructuras norte y noreste.
El hecho de que la mayor parte de la mineralización y algunos de los skarn son
estructuralmente controlados y espacialmente asociados con rocas porfíricas sugiere que
la mineralización de skarn no están relacionados con la fase principal de la granodiorita
Zamora. En lugar de ello, la formación de skarn parece estar asociado con algunas de
las más jóvenes intrusiones porfírica y se asocia con la mineralización de cuarzo
independientes que tienen un fuerte control estructural.
Hay reservas de cuarzo monzonite o riodacita porfirítica en Nambija en la mina
Tierrero 2. La población se encuentra rodeada de skarn verde de granate con una zona
feldespato K con abudante brechiación hasta el suroeste. El skarn no es rico en
sulfuros, pero la mayoría de las muestras contienen poca pirita, calcopirita, esfalerita y/o
galena-bismutinita-argentita. Espécimen de mano, tanto el granate y piroxeno son de
color verde pálido. Además, algunos de los granates son también marrón pálido y
amarillo. Ese verde pálido, amarillo granate es típico de zonas distales de skarn y es
similar al granate en muchos skarns de Zn. En la sección delgada, el granate está
fuertemente zonificado como es típico de skarn hidrotermales de granate. Hay núcleos
moderados y llantas de granos gruesos que indican múltiples pulsos de fluidos
hidrotermales y, en general, las llantas son más andraditicas que los núcleos. Casi todos
25 los granates analizados de estas indican Ad 21-72 con excepción de algunas muestras
distales con bastante andradita. Aunque no es muy anómala, la mayoría de los granates
contienen 0.5-1.5% MnO. Esto es ligeramente más espessartina componente que
normalmente se producen en el skarn de Au de granates. En caso contrario, estas
composiciones intermedias grandita son típicas de skarns de Au y sería muy inusual
para la mayoría de los sistemas de skarn de metal, incluidos Fe, Cu, Zn y Pb (Meinert
1992). En contraste, todos los piroxenos son diópsido y tal piroxeno pobre en Fe son
atípicos en skarns de Au. Los piroxenos también son relativamente ricos en manganeso
(Hd 16-34 Jo 5-13), más que cualquier otro tipo de skarn de Au, pero bastante menos típico
que skarns de Zn. La combinación de alta granate: piroxeno y razones de hierro tanto
de los granate pobres y piroxenos sugiere que el sistema Nambija es a la vez oxidado y
pobres en hierro. Esto es coherente con la abundancia de minerales, composiciones, y
la relativa falta de minerales de sulfuro de hierro.
Oro en Nambija ocurre en vetas de cuarzo espacialmente asociado con skarn con
granate. Algunas de las venas de cuarzo tienen granate deformado indicando
contemporaneidad con la formación de skarn. Las inclusiones fluidas en el cuarzo son
simples dos fases de inclusiones. No hay minerales hijos, de manera que el total de la
salinidad es <26. % peso de NaCl. Temperaturas de homogeneización no fueron
determinadas, pero la falta de reacción retrógrada con granate, tales como la formación
de epidota, sugiere que la temperatura de cuarzo veteado es relativamente alto y más
allá de la gama de mineralización de tipo epitermal.
En la mina Campana, granate de skarn marrón está cortado por vetas de cuarzo
paralelas con una textura laminado/ veteada. Esta roca registra claramente dos eventos.
La primera actividad es la formación de grano relativamente grueso de skarn con
granate con zonación óptica similar a otras muestras de Nambija (nucleos de
composición Ad40, Ad60). Piroxeno en esta muestra tiene un contenido de hierro
similares a los demás muestras de Nambija, pero el contenido de manganeso es incluso
mayor que el resto de las muestras (Hd31 Jo13). El segundo evento es una deformación
frágil en el que la roca ha sido veteada por cientos de vetas de cuarzo paralelas. Las
paredes de las venas de cuarzo coinciden perfectamente, a que la fractura frágil se
produjo sin importantes esfuerzos cortantes. En tanto las vetas de cuarzo no tienen
aparente reacción de los fluidos hidrotermales con la roca caja (granate). Las
inclusiones fluidas en el cuarzo son, en su mayoría ricos en vapor de lo que indica que
la ebullición / líquido exsolución se ha producido, probablemente debido a una súbita
reducción de la presión (causada por culpa del movimiento?). No hay minerales hijos,
de manera que el total de la salinidad es <26. % peso de NaCl. Esta textura es similar
a la observada en depósitos mesotermales orogénicos de oro que contienen vetas de
cuarzo de decenas a centenares de cintas cortado de la pared de roca, separados por
cuarzo.
Skarns Magnesianos de Oro La mayoría de skarns de oro son skarns cálcicos. La mayoría de skarns magnesianos se
forman de protolitos dolomíticos y muestran una mineralogía de diagnóstico que
incluye forsterita, espinela y la serpentina. Aunque una variedad de fases de espinela
pueden estar presentes, por lo general magnetita es dominante y, por lo tanto, la mayoría
26 de skarns magnesianos están minadas de hierro y son relativamente fáciles de encontrar
debido a su fuerte firma magnética.
Skarn de Oro Metamórficos Muchos skarns están asociados a plutones fanerozoicos que han invadido anteriormente
rocas sedimentarias no metamorfizadas (por ejemplo, Einaudi y otros. 1981). Sin
embargo, la mineralogía de skarn también ha sido descrita por varios depósitos en
cinturones orogénico mayores de skarn donde se asocia con ambos plutonismo y
metamorfismo de alta T-P. Además de estas ocurrencias plutónico/metamórficas, hay
varios depósitos de filones "mesotermales" de oro con alteración de skarn en terrenos
Precámbrico sin rocas intrusivas asociadas.
Estos sucesos son significativamente diferentes de los sistemas de skarn Fanerozoicos y
se conoce poco acerca de las relaciones geológicas de skarn de alteración o la relación
entre el oro y la mineralización de formación de skarn. Estos skarns parecen ser híbridos
con características tanto de ambiente de metamorfismo regional como plutonismo
fanerozoico. Lo que une a estos sucesos dispares es una mineralogía dominada por
componentes muy ricos en Fe y la reducción de ensamblajes incluidos granate con
importantes almandino - espessartina, hedenbergita y anfíboles ricos en Fe. En algunos
casos, parece que un protolito ricos en hierro como la formación, komatiita, o
metabasita es responsable de la inusual mineralogía. Además, estos depósitos suelen
tener una parte o la totalidad de geoquímica de Au-As-Bi-Te característica de depósitos
de skarn de oro. Estos depósitos "metamórficos" se presentan como un grupo debido a
su vínculo común a metamorfismo regional, aunque existen grandes diferencias en la
configuración geológica y geoquímica entre ellos.
Skarns de Tungsteno
Skarns de Tungsteno se encuentran en la mayoría de los continentes en asociación con
plutones calco-alcalinas en los principales cinturones orogénicos. Las principales
referencias de skarns de tungsteno son Newberry y Einaudi (1981), Newberry y
Swanson (1986), Kwak (1987), y Newberry (1998). Como grupo, skarns de tungsteno
se asocian con batolitos de grano grueso, equigranular (con diques de pegmatita y
aplita), rodeado de grandes aureolas metamórficas de alta temperatura. Estas
características son colectivamente indicativo de un ambiente profundo. Plutones con
endoskarn cerca de las zonas de contacto típicamente frescos con solamente pequeñas
cantidades de mirmakita-plagioclasa y piroxeno.
La alta temperatura de aureolas metamórficas común en el entorno de Skarn de
tungsteno contienen abundantes rocas hornfels calcosilicáticas, reacción skarns, y
skarnoide mixto formado de secuencias de carbonato-pelita. Tales minerales
metamórficos calco-silicatos, reflejan la composición y textura del protolito y se pueden
distinguir a partir de minerales de la categoría Skarn metasomático en el campo y en el
laboratorio.
Newberry y Einaudi (1981) dividen skarns de tungsteno en dos grupos: tipos reducidos
y oxidados, sobre la composición base de roca huésped (carbón versus hematita), la
mineralogía de Skarn (ferrosos versus hierro férrico), y relativa profundidad
(temperatura metamórfica y la participación de las aguas subterráneas oxigenada).
27 Skarn tempranos ensamblados de tungsteno están dominadas por hedenbergita y granate
con menor grandita asociados diseminados de grano fino, ricos en molibdeno scheelita
(powellita). Granates tardíos son subcálcicos (Newberry, 1983) con cantidades
importantes (hasta un 80% mol), de espessartina y almandino. Este granate subcálcico
está asociada a la lixiviación de los tempranos diseminados de scheelita y redeposición
como de grano grueso, a menudo controladas por vetas, de bajo molibdeno scheelita.
También se asocia con la introducción de los sulfuros, como pirrotina, molibdenita,
calcopirita, esfalerita y arsenopirita hidratada y minerales como biotita, hornblenda y
epidota.
En skarns de tungsteno oxidados, andradita es más abundante que piroxeno, scheelita es
pobre en molibdeno, y fases de hierro férrico son más comunes que las fases ferrosas.
En general, los skarns oxidados de tungsteno tienden a ser más pequeños que skarns de
tungsteno reducidos, aunque las calificaciones más altas en las dos redes normalmente
están asociados con minerales hidratados y alteración retrógrada.
Skarns de cobre
Skarns de cobre son tal vez el tipo más abundante del mundo. Son especialmente
frecuentes en las zonas relacionadas con subducción orogénica, tanto en la
configuración continental y oceánica. Los principales referencias de los skarns de cobre
incluyen Einaudi et al. (1981) y Einaudi (1982). La mayoría de skarns de cobre están
relacionados con tipo-I, serie magnetita, calco-alcalinas, plutones porfíricos, muchos de
los cuales son co-genéticos a rocas volcánicas, venas en stockwork, y brechiación
fractura frágil, y la intensa alteración hidrotermal. Estas son características indicativas
de un entorno relativamente de la formación. La mayoría de skarns de cobre se forman
en las cercanías de contactos con una mineralogía relativamente dominada por
andradita. Otras fases incluyen diópsido, idocrasa, wollastonita, actinolita, y epidota.
Magnetita y hematita son comunes en la mayoría de los depósitos y la presencia de
rocas dolomíticas receptoras son coincidente con vetas de magnetita masiva que pueden
ser minadas a escala local para el hierro. Los skarns de cobre comúnmente son zonas
con masiva garnetita cerca de plutón y el aumento de piroxeno y finalmente idocrasa y/o
wollastonita cerca del contacto con el mármol. Además, granate puede ser zonado por el
color como proximales de color marrón rojizo oscuro a distal variedades verde y
amarillo. Mineralogía de Sulfuros y razones de metal también pueden ser
sistemáticamente zonado relativo a la causal del plutón. En general, la pirita y la
calcopirita son más abundantes cerca de plutón con el aumento de calcopirita y bornita
finalmente en wollastonita cerca de las zonas de contacto de mármol. En skarns de
cobre que contiene monticellita, bornita-calcocita dominante son los sulfuros de Cu-Fe
en lugar de pirita-calcopirita. Los mayores skarns de cobre están asociados a la
mineralización de plutones pórfido de cobre. Estos depósitos pueden exceder de 1 mil
millones de toneladas de pórfido y combinado Skarn mineral con más de 5 millones de
toneladas de cobre recuperable de Skarn. Los plutones mineralizados presentan
características de silicato de potasio y alteración sericítica que se puede correlacionar
con granate-piroxeno prógrado y epidota-actinolita retrógrada, respectivamente en el
Skarn. Intensa alteración retrograda es común en skarns de cobre y en algunos pórfidos
relacionados con los depósitos pueden destruir la mayoría de los granate y piroxeno
prógrado.
Alteración de Endoskarn de la mineralización de plutones es raro. En cambio, las
existencias estéril asociada a skarns de cobre contienen abundante epidota-actinolita28 clorita y menos intensa alteración retrógrada de Skarn. Algunos yacimientos de cobre
son de grano grueso, actinolita-calcopirita-pirita-magnetita, pero contienen sólo escasos
granate-piroxeno prógrado.
Skarns de Zinc-Plomo
La mayoría de skarns de zinc ocurren en el territorio continental asociados a zonas
subducción o rifting. Son minas de minerales de zinc, plomo, plata aunque zinc suele
ser dominante. También son de alto grado (10-20% Zn + Pb, 30-300 g / t Ag).
Relacionado a rocas ígneas cubren una amplia variedad de composiciones a través de
diorita a alto sílice granito. También abarcan diversos ambientes geológicos de
profundidad como batolitos a someras dique-sills complejos en la superficie de
extrusiones volcánicas. El criterio común que une la mayoría de los minerales de Skarn
de zinc distal es que se produzcan asociados a rocas ígneas. Los principales referencias
de los depósitos de Skarn de zinc incluyen Einaudi et al. (1981) y Megaw et al. (1988).
Skarns de Zinc puede subdividirse según varios criterios, entre ellos la distancia de
origen magmático, la temperatura de formación, la proporción relativa de Skarn y
sulfuros, y la forma geométrica del cuerpo mineral. Ninguno de estos criterios es del
todo satisfactoria porque una fuente magmática no puede ser identificado por algunos
yacimientos, debido a que la mayoría de skarns desarrollan más de una gama de
temperaturas, y porque la mayoría de los grandes depósitos de Skarn contienen tanto
Skarn ricos en minerales y menas como Skarn pobres dentro de una variedad
geométrica incluida la configuración de mantos y chimeneas (por ejemplo Megaw,
1998). La mayoría de los distritos de Skarn de zinc aumentan el grado hacia el exterior
de la mineralización, vetas, cuerpos y sulfuros masivos que puedan contener pocos, o
ningún, minerales de skarns. Distritos explorados de forma incompleta sólo puede tener
algunas de estas zonas expuestas. Pero como ya se señaló anteriormente, la presencia de
minerales como el granate y piroxeno dentro del sistema, es importante porque indica
un entorno geoquímico restringido que es totalmente distinta de los tipos de mineral,
que también contienen minerales Zn-Pb-Ag, pero que falta absolutamente minerales de
skarn.
Además de sus contenido de metal Pb-Zn-Ag, skarns de zinc pueden distinguirse de
otros tipos de Skarn por su distintiva mineralogía rica de manganeso y hierro, por su
ocurrencia a lo largo de contactos litológicos y estructurales, y por la ausencia de
importantes aureolas metamórficas centrado en el skarn. Casi todos los skarn en esos
depósitos minerales pueden enriquecerse en manganeso incluidos granate, piroxeno,
olivino, ilvaita, piroxenoide, anfíbol, clorita, y serpentina.
En algunos yacimientos razones piroxeno:granate y el contenido de manganeso en
piroxeno aumentan sistemáticamente a lo largo de la trayectoria del flujo de líquidos.
Esta característica ha sido utilizada para identificar skarns proximal y distal y zonas
proximal y distal dentro de los depósitos de skarn. Una típica secuencia de zonación de
proximal a distal es: plutón alterado/endoskarneado, granate, piroxeno, piroxenoide, y
sulfuro/óxido de reemplazamiento de cuerpos (a veces llamados mantos y chimeneas
basada en la geometría y las costumbres locales). La presencia de zinc en skarns en
porciones distales de las principales sistemas magmáticos/hidrotermales pueden incluso
ser pequeños depósitos útiles como guías en la exploración de distritos mal expuestos.
Por lo tanto, los reportes de minerales ricos en manganeso pueden aportar pistas a los
distritos que aún no han recibido importantes actividades de exploración. Otra evidencia
de alteración hidrotermal distal relacionadas con depósitos de skarn es la aparición de
29 fracturas y estilolitos en los límites en las rocas sedimentarias más allá de los límites de
rocas calcosilicáticas minerales. Esto ha sido documentado por muchos depósitos de
Skarn diferentes (por ejemplo, Meinert et al., 1997), pero es particularmente común en
skarns de Zn.
Skarns de Molibdeno
La mayoría de skarns de molibdeno se asocian con granitos leucocráticos y la gama de
alto rango, relativamente pequeños depósitos de bajo grado. Numerosos pequeños
depósitos también se encuentran en el Precámbrico asociados a cratones estables de
pegmatita, aplita, rocas y otros leucocráticos (Vokes, 1963). La mayoría de skarns de
molibdeno contienen una variedad de metales como W, Cu, Zn, Pb, Bi, Sn, y U, y
algunos son realmente polimetálicos en varios metales que deben ser recuperados con el
fin de ser minadas económicamente. Mo-W-Cu es la asociación más común de algunos
skarns de tungsteno y skarns de cobre contienen zonas de molibdeno recuperable.
La mayoría de skarns de molibdeno se producen en arcillas carbonatadas o rocas
calcáreas clásticas. Hedenbergita piroxeno es el más común de rocas calcosilicáticas
reportadas de minerales de skarns de molibdeno con menor grandita (con menor
componente piralspita), wollastonita, anfíboles, y la fluorita. Esta mineralogía de Skarn
indica una reducción de ambiente, con actividades de alto flúor.
Skarns de Estaño
Skarns de estaño son casi exclusivamente asociados con granitos de alta sílice
producido por la fusión de la corteza continental. Las principales referencias de los
depósitos de Skarn de estaño incluyen Einaudi et al. (1981) y Kwak (1987). Skarns de
estaño puede subdividirse según varios criterios, entre ellos proximal versus distal,
magnesiano versus cálcica, Skarn ricos versus skarns pobres, óxido ricos versus sulfuro
ricos, y greisen versus Skarn. Por desgracia, algunas de estas categorías se excluyen
mutuamente.
Muchos de los grandes sistemas de Skarn de estaño están zonados espacialmente de
Skarn ricos a Skarn pobres (o ausente).
Einaudi et al. (1981) hizo hincapié en que hay un hilo común que une los diversos tipos
de depósitos de Skarn de estaño y que es la característica de la suite de elementos traza
(Sn, F, B, Be, Li, W, Mo, y Rb) en el mineral y en asociaciones a rocas ígneas. Esta
suite de skarns de estaño distingue de todos los demás tipos de Skarn. Kwak (1987)
hace una nueva distinción en la que muchos depósitos de Skarn de estaño desarrollan
una alteración greisen, etapa que se superpone a la intrusión, Skarn temprana, y sin
alteraciones de carbonato. Alteración Greisen se caracteriza por la alta flúor y la
presencia de minerales como fluorita, topacio, turmalina, moscovita, grunerita, ilmenita,
y abundante cuarzo. En muchos casos esta alteración greisen destruye completamente la
alteración de etapas anteriores. De particular importancia, el estilo de alteración greisen
está ausente de todos los demás tipos de Skarn.
Hay varias características mineralógicas de skarns de estaño que deben tomarse en
cuenta. Desde un punto de vista minero, lo más importante es que el estaño puede
incorporarse a silicatos, como el granate, esfena e idocrasa, donde es económicamente
irrecuperables. Así, grandes depósitos pueden contener importantes cantidades de
30 estaño que no se pueden recuperar con la tecnología actual o previsible. Amplia
alteración retrógrada o principios de greisen puede liberar este estaño y hacer que se
precipiten en óxido o sulfuro mineral. Así, Skarn que destruye fases de alteración son
especialmente importantes en los depósitos de estaño. Como señaló Kwak (1987), el
más atractivo mineral de cuerpos se produce en la porción distal de los grandes distritos
donde Skarn de sulfuros masivos o de óxido de sustituciones se producen sin pérdida
significativa de estaño en calco-silicatos, como el granate.
Otros tipos de Skarn
Hay muchos otros tipos de Skarn que históricamente han sido minadas o para explorar
una variedad de metales y minerales industriales. Algunos de los más interesantes
incluyen metales raros y elementos de tierras raras. REEs tienden a ser enriquecido en
determinadas fases minerales como el granate, idocrase, epidota, y allanita. Vesuvianita
y epidota con hasta un 20% REE (Ce> La> Pr> Nd) se han encontrado en algunos
skarns de oro y zinc. Algunos skarns contienen concentraciones económicas de REEs y
de uranio. Concentraciones de REEs y minerales de uranio hijo en inclusiones fluidas
sugieren que estos elementos pueden ser fuertemente concentrados de alta temperatura
en fluidos hidrotermales. Esto sugiere que otros entornos metasomáticos deben
examinarse para su posible contenido de REEs y de las concentraciones de uranio.
La presencia de elementos del grupo del platino se informa, en algunos skarns. Estos
depósitos no han sido bien documentados en la literatura, y más parecen representar
metasomatismo de rocas ultramáficas. Consideraciones Geoquímicos sugieren que
PGEs podría ser transportados en condiciones muy ácidas, oxidadas. En el entorno de
Skarn esas condiciones podrían ser alcanzadas en la etapa de alteración greisen de
skarns de estaño. Esta podría ser una dirección para la futura investigación y
exploración.
Geoquímica, Geofísica y técnicas de exploración de los depósitos skarn
Formación de Skarn se extiende por casi toda la gama de posibilidades de formación de
entornos minerales. La mayoría de los estudios geoquímicos de depósitos minerales se
han centrado en la fase de equilibrio, inclusiones fluidas, las investigaciones isotópicas
de las fuentes y vías de fluidos, la exploración y la determinación de niveles de fondo y
de anomalía. Estudios de equilibrios de la fase experimental son esenciales para la
comprensión de las reacciones individuales de minerales. Este estudio puede ser
ampliado utilizando datos termodinámicos para incluir composiciones variables. Otro
enfoque consiste en utilizar una auto-consistente base de datos para el modelo
termodinámico de potencial formadora de soluciones Skarn. Fraccionamiento de los
elementos entre los minerales también se pueden utilizar para estimar las condiciones de
formación de Skarn. Recientemente se han incorporado estándares de tratamiento de la
fase de equilibrio de mineralogía de Skarn, junto con la dinámica de fluidos para
modelar la evolución metasomático de los sistemas de Skarn (Dipple y Gerdes, 1998).
Estudios de inclusiones fluidas de muchos tipos de yacimientos minerales como el
cuarzo, carbonato, y la fluorita que contienen numerosas inclusiones fluidas, son
31 relativamente transparentes, y son estables a lo largo de una amplia gama TPX. Sin
embargo, esta amplia gama TPX puede causar problemas en la interpretación de la
inclusión de líquidos, ya que estos minerales pueden crecer y seguir entrampados de los
líquidos de alta temperatura a través de los eventos finales de baja temperatura
(Roedder, 1984). En contraste, minerales de alta temperatura de Skarn como forsterita,
diópsido, etc, no es probable que más tarde sean entrampados los fluidos a baja
temperatura (más allá de la gama de estabilidad del mineral de acogida) sin evidencia de
alteración visible. Así, inclusiones fluidas en los minerales Skarn proporcionan una
oportunidad relativamente inequívoca para medir la temperatura, presión y composición
de formadora de los fluidos.
Estudios de inclusiones fluidas han sido muy útiles en la documentación de las altas
temperaturas (> 700 ºC) y salinidades altas (> 50 wt.% equivalente de NaCl) que se
producen en muchos skarns. Salinidad en la mayoría de inclusiones fluidas son altas;
minerales hijos documentados en Skarn incluyen NaCl, KCl, CaCl2, FeCl2, CaCO3,
CaF2, C, NaAlCO3 (OH) 2, Fe2O3, Fe3O4, AsFeS, CuFeS2, y ZnS. En general, los
fluidos magmáticos tienen KCl> CaCl2 mientras que los líquidos de alto CaCl2 parecen
haber interactuado con muros de rocas sedimentarias.
Inclusiones fluidas pueden proporcionar evidencia directa del contenido de CO2
(líquido y gas), CH4, N2, H2S y otros gases en fluidos hidrotermales. Estudios de las
fases de gas y líquidos inmiscibles de inclusiones fluidas en general, muestran un
predominio de las de CO2, una variación crítica en la estabilidad de minerales. Aunque
no se han hecho estudios comparativos, parece que el CH4 es ligeramente más
abundante en la reducción que CO2, como los sistemas de skarns de tungsteno, mientras
que el CO2 es más abundantes que CH4 en sistemas oxidados como skarns cobre y de
zinc. Estudios de inclusiones fluidas en determinadas fases minerales de Skarn son
particularmente útiles en la documentación de la evolución temporal y espacial de Skarn
formadora de los fluidos y de cómo se correlacionan con los cambios de composición,
datos experimentales y la termodinámica. Inclusiones fluidas también proporcionan
pruebas directas de la temperatura y la salinidad con cambio en la mayoría de los
sistemas de Skarn entre eventos de Skarn prógrado y retrógrado. Por ejemplo, la
mayoría de inclusiones fluidas de granate y piroxeno en skarns de hierro tienen
temperaturas de homogeneización de 370-700 ºC y 300-690 ºC, respectivamente, con
salinidades de hasta 50 wt. % NaCl equivalente, mientras que epidota retrograda y vetas
transversales de cuarzo tienen temperaturas de homogeneización de 245-250 ºC y 100250 ºC respectivamente, con salinidades de menos de 25 wt. % NaCl equivalente.
En skarns de oro, granate prógrado y piroxeno tienen temperaturas de homogenización
de hasta 730 y 695 ºC respectivamente, con salinidades de hasta 33 wt. % NaCl
equivalente. En cambio, escapolita, epidota, actinolita y de estos skarns las temperaturas
de homogenización son de 320-400 ºC, 255-320 ºC y 320-350 ºC respectivamente. En
skarns de tungsteno, granate prógrado y piroxeno tienen temperaturas de
homogenización de hasta 800 ºC y 600 ºC respectivamente, con salinidades de hasta 52
wt. % NaCl equivalente. En cambio, anfíbol y cuarzo de estos skarns tienen
temperaturas de homogenización de 250-380 ºC y 290-380 ºC respectivamente, con
salinidades de 12-28 y 2.5-10.5 wt. % NaCl equivalente.
Investigaciones isotópicas en particular, los isótopos estables de C, O, H, S, han sido de
capital importancia en la documentación de las múltiples fluidos presentes en la mayoría
de los grandes sistemas de Skarn. Estudios isotópicos de azufre en una variedad de
32 minerales de sulfuro (incluyendo pirita, pirrotina, molibdenita, calcopirita, esfalerita,
bornita, arsenopirite, y galena) indican una muy reducida gama de valores, en
consonancia con la precipitación de fluidos magmáticos. Para algunos de los más
distales skarns zinc, estudios de azufre isotópico indican que los fluidos mineralizantes
han adquirido azufre de las rocas sedimentarias a lo largo de la trayectoria del flujo de
fluidos. En general, las investigaciones isotópicas estables son coherentes con la
inclusión de líquidos y minerales, estudios de equilibrio demuestran que la mayoría de
los grandes depósitos de Skarn se forma de diversos fluidos, incluidos los tempranos, la
alta temperatura, muy salina salmueras directamente relacionados con la cristalización
de magma. En muchos sistemas, la más alta salinidad de fluidos son coincidentes con la
deposición de sulfuro.
Aunque contenido de metales de Skarn es muy variable, concentraciones anómalas de
elementos pathfinder en zonas distales puede ser una importante guía para la
exploración. Estudios Geoquímicos de depósitos minerales han demostrado que los
depósitos de metales tienen halos de dispersión que puede ser zonificada proximal de
metales base, a través de las zonas distales de metales preciosos, al margen de Pb-ZnAg concentraciones de veta. Anomalías de 10 a 100 ppm para los de los metales, puede
extenderse por más de 1000 metros más allá de las zonas de Skarn proximal. La
comparación de las firmas geoquímicas entre las diferentes clases de Skarn sugiere que
cada suite tiene una característica anómala de los elementos y que los niveles de fondo
de un elemento particular en uno Skarn tipo puede ser muy anómala en otros skarns.
Algunos skarns tienen una fuerte respuesta geofísica. Casi todos los skarns son
significativamente más densos que la roca circundante y por lo tanto, puede constituir
una anomalía gravitacional o discontinuidad sísmica. Esto es particularmente evidente
en algunas de las grandes skarns de hierro que pueden contener más de mil millones de
toneladas de magnetita (gravedad específica, 5.18). Además, tanto skarns y plutones
asociados podrán formar anomalías magnéticas. Relativamente plutones oxidados
normalmente contienen magnetita primaria suficiente para formar una magnética de alta
mientras que la reducción de plutones suelen contener ilmenita en lugar de magnetita y
pueden formar una baja magnética. Skarns pueden formar un magnético de alta debido a
grandes concentraciones de magnetita o de otros minerales magnéticos tales como los
de alta temperatura Pirrotina. Desde metasomatismo de rocas dolomíticas tiende a
formar abundante magnetita, en depósitos de Skarn magnesianos, una fuerte firma
magnética pueden ser capaces de distinguir protolito original, así como la presencia de
Skarn. Pruebas eléctricas de Skarns deben interpretarse con cuidado. Ya sea sulfuros
masivos diseminados o minerales puede dar Auto potencial, EM, o respuestas magnetotelúrico en Skarn. Sin embargo, metasomatismo de carbonato necesariamente implica la
redistribución de carbono. La presencia de carbón, sobre todo si en la forma de grafito,
pueden tener respuesta de efecto eléctrico. Tal carbono inducidos por anomalías pueden
ser distantes de Skarn o no relacionadas con el mineral de cuerpo.
Algunos skarns contienen suficiente uranio y torio que se detecta por suspensión en el
aire o en pruebas en tierra radiométricas. Los estudios detallados pueden demostrar que
tales depósitos relativamente pequeños pueden ser detectados y que los distintos tipos
de skarns se pueden distinguir. A pesar de métodos como gravedad, magnéticos,
eléctricos y radiométricos han sido aplicados a los depósitos Skarn, su uso no se ha
generalizado. Debido a la variabilidad de los depósitos de Skarn, probablemente es
necesario adaptar los métodos geofísicos a los distintos tipos de depósitos o Skarn.
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