© todos los derechos reservados igp. 2017 información...

EDICIÓN: Jorge L. Torres Zafra y Xiomara Cazañas Díaz

CUBIERTA: Elina Valle Galindo

DISEÑO Y COMPOSICIÓN: Elina Valle Galindo

© Todos los derechos reservados IGP. 2017© Sobre la presente edición. Editorial: Centro Nacional de

Información Geológica

ISBN 978-959-7117-74-2

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y PALEONTOLOGÍAEditorial: Centro Nacional de Información GeológicaAve. Vía Blanca No. 1002 e/ Río Luyanó y Prolongación de Calzada de Güines, Rpto. Los Ángeles, Municipio San Miguel del Padrón. Provincia La Habana, Cuba. E-mail. [email protected]

www.igp.minem.cu

Agradecimientos

Queremos expresar nuestro agradecimiento a todas las entidades cubanas y especialistas que facilitaron el trabajo y que hicieron posible que el proyecto

concluyera con el resultado esperado.

Especial gratitud a todos los especialistas extranjeros que a través del tiempo han colaborado con Cuba en el campo de las Geociencias, especialmente a la encomiable labor realizada por los técnicos y especialistas de los antiguos

países socialistas, fundamentalmente de la antigua URSS, quienes contri-buyeron al conocimiento geológico del territorio cubano y de sus recursos

minerales.

Los autores

El hecho de que en la naturaleza no existen dos depósitos minerales iguales, obliga a los geólo-gos a establecer generalizaciones a partir de las características distintivas que los distinguen y asemejan entre sí. Estas generalizaciones cons-tituyen los modelos de depósitos minerales (mo-delos o tipos de depósitos), los que ayudan a identificar y comprender las relaciones espacia-les, temporales y causales existentes entre estos y el entorno geológico en que se encuentran y las regularidades que gobiernan su distribución espacial. Establecer e interpretar estas relaciones y regularidades es lo que permite a los geólogos pronosticar los lugares dónde se debe buscar uno u otro recurso mineral y la forma en que es-tos se encuentran dispuestos en el subsuelo. Así, cada modelo reúne a los depósitos que se ase-mejan entre sí en diferentes rasgos: el entorno geológico donde se localizan, su modo de yacen-cia en el subsuelo, su composición mineralógica y química.

Los autores del presente libro al elaborar el Ma-pa Metalogénico de Cuba tuvieron que actuali-zar los modelos presentes en el territorio cubano utilizando la literatura internacional especializa-da disponible y la información recopilada, resul-tado de muchos años de investigaciones, sobre los depósitos cubanos. Su representación gráfica según su distribución geográfica y geológica ayu-dó a establecer las relaciones existentes entre los depósitos minerales cubanos y el entorno geoló-gico correspondiente, así como las regularidades que rigen su distribución.

El libro que se ofrece al lector contiene 47 mode-los (varios de ellos con uno o más submodelos), agrupado en 13 grandes divisiones o familias, pues no solo abarca los que aparecen represen-tados en el Mapa Metalogénico de la República de Cuba, sino que contempla también otros mo-delos importantes a nivel mundial, incluido al-gunos que pudieran presentarse en el territorio cubano, aunque, hasta el momento, no ha sido reportada su presencia.

Como constatarán los lectores, en el libro se destacan las descripciones de los modelos co-rrespondientes a los depósitos lateríticos de Fe-Ni-Co, muy bien representados en Cuba, a los que se les ha incorporado el conocimiento acu-mulado en el país en más de 50 años de estudio y explotación de los grandes yacimientos cuba-nos de esta clase. Resulta importante destacar también el modelo correspondiente a los depósi-tos de Mn volcanogénico tipo cubano, ya que la localidad tipo donde el mismo fue descrito origi-

nalmente, se encuentra en la región oriental de Cuba (la Sierra Maestra y su flanco septentrio-nal), habiéndosele incorporado la información obtenida en las investigaciones realizadas en es-ta parte del país desde 1959 hasta a actualidad.

Prólogo

Índice

Introducción.............................................................................................................................................1

Familia de los Sulfuros Masivos Volcanogénicos.....................................................................................5

VMS Máfico - Ultramáfico..................................................................................................................12

VMS Bimodal Máfico................................................................................................................15

VMS Silicoclástico - Máfico................................................................................................................18

VMS Félsico.................................................................................................................22

Familia de los Depósitos Porfíricos.........................................................................................................25

Cu - Mo ± Au Porfírico........................................................................................................................28

Mo Porfídico Relacionado con Arcos.................................................................................................44

Mo Porfírico Tipo Climax....................................................................................................................50

Familia de los Depositos de Skarn.........................................................................................................54

Skarn de Fe......................................................................................................................................58

Skarn de Fe - Cu..............................................................................................................................61

Skarn de Cu......................................................................................................................................64

Skarn de Au......................................................................................................................................67

Skarn de Pb - Zn..............................................................................................................................71

Skarn de Mo......................................................................................................................................74

Skarn de Sn......................................................................................................................................76

Skarn de W.......................................................................................................................................78

Familia de los Depósitos Epitermales.....................................................................................................81

Au - Ag Epitermal de Alta Sulfuración................................................................................................85

Au - Ag Epitermal de Baja Sulfuración...............................................................................................91

Au - Au Epitermal de Sulfuración Intermedia.....................................................................................98

Familia de los Depósitos Orogénicos....................................................................................................103

Au Orogénico Tipo Mother Lode.....................................................................................................106

Au Orogénico Hospedado en Secuencias Silicoclásticas................................................................110

Hierro Bandeado Rico en Au...........................................................................................................113

Au - EGP Orogénico en Pizarras Negras.........................................................................................115

Vetas Auríferas Relacionadas con Intrusivos Reducidos.................................................................118

Vetas de Wolframio..........................................................................................................................120

Vetas de Cinco Elementos Ni - Co - As - Ag ± Bi, U.......................................................................122

Cu - Zn ± Au - Ag Orogénico............................................................................................................124

Cu - Ni Orogénico............................................................................................................................126

Índice

Familia del Mn Volcanogénico...............................................................................................................128

Mn Volcanogénico Tipo Oceánico....................................................................................................131

Mn Volcanogénico Tipo Cubano......................................................................................................134

Mn Epitermal....................................................................................................................................140

Familia de los Depósitos de Óxidos de Hierro – Cobre - Oro (IOCG)..................................................142

Óxidos de Fe - Cu - Au ± U, P, ETR Tipo Olympic Dam (IOCG sensu strictu)................................146

Óxidos de Fe - P - ETR Tipo Kiruna................................................................................................151

Cu - Co - Au Hospedado en Metasedimentos.................................................................................156

Familia de los Depósitos de Elementos de Tierras Raras....................................................................161

Vetas de Torio - Elementos de Las Tierras Raras ..........................................................................162

Familia de los Depósitos Lateríticos de Fe - Ni - Co............................................................................166

Fe - Ni - Co Supergénico Tipo Lateritico..........................................................................................169

Fe - Ni - Co Supergenico Tipo Lateritico-Saprolitico........................................................................175

Fe - Ni - Co Tipo Sedimentario.........................................................................................................184

Familia de los Depósitos Magmáticos en Rocas Maficas - Ultramáficas..............................................189

Cromitita Podiforme..........................................................................................................................190

Familia de los Depósitos Hospedados en Secuencias Siliciclásticas Ricas en Materia Orgánica.......196

Zn - Pb - Ag ± Au Exhalativo Sedimentario......................................................................................201

Cu ± Ag ± Co Hospedado en Sedimentos.......................................................................................213

Lutitas Negras Polimetálicas............................................................................................................222

Barita Estratiforme...........................................................................................................................228

Familia de los Depósitos Hospedados en Carbonatos.........................................................................231

Zn - Pb Tipo Valle Del Mississippi (MVT)........................................................................................233

Au Tipo Carlin...................................................................................................................................245

Otros Depósitos Hospedados en Secuencias Sedimentarias y Metamorfizadas................................254

Mn Estratiforme................................................................................................................................254

Pb - Zn - Ag ± Cu Tipo Broken Hill..................................................................................................257

Vetas Polimetálicas de Pb - Zn - Ag en Secuencia Silicoclástica....................................................261

Impactos Medioambientales y Tipos de Depósitos...............................................................................264

1Mapa Metalogénico de la República de Cuba a escala 1:250 000

Introducción

Es un hecho reconocido en Geología que ciertas materias primas minerales ocurren en situacio-nes geológicas similares y que su aparición tiene lugar bajo determinadas condiciones de forma-ción. Esto, y la necesidad de clasificar los depó-sitos minerales con el fin de entender mejor su distribución y origen, ha dado lugar al estableci-miento del concepto de tipo (modelo) de depósi-to mineral, el cual, de modo empírico, es definido como un término usado para designar colectiva-mente a un grupo de depósitos minerales que muestran un conjunto dado de atributos geológi-cos y que contienen una materia prima mineral, o una combinación particular de materias primas minerales, de tal modo que ambas cosas juntas permiten distinguirlos de otros tipos de depósi-tos. En el caso de los depósitos metálicos, la ma-teria -o combinación de materias- prima(s) viene dado por los componentes metálicos de interés o posible interés económico y por el conjunto de minerales que los contienen en concentraciones significativas.

Existe un conjunto de razones por las cuales los modelos de depósitos minerales son importantes para la evaluación cuantitativa del potencial de recursos minerales y la planificación de la explo-ración geológica.

• La ley y el tonelaje de la mena varían conside-rablemente de un tipo de depósito a otro.

• Los depósitos minerales de diferentes tipos se presentan en ambientes geológicos distin-tos, los cuales pueden ser identificados en los mapas geológicos.

• La tipología de los depósitos minerales ofre-ce una nomenclatura de términos breves pa-ra referirse al conjunto de rasgos geológicos comúnmente aceptado como característico de cada uno de los tipos de depósito reconocidos.

• Las secuencias de rocas que contienen los atributos característicos asociados con un tipo particular de depósito son las más favorables para la presencia de depósitos no descubier-tos de ese tipo.

Los modelos de depósitos también son impor-tantes porque su formulación y reconocimiento constituyen un paso obligado para la identifica-ción de las regularidades que controlan la dis-tribución espacial de los depósitos minerales, y

porque su uso en la confección de mapas meta-logénicos y de evaluación de potencial de recur-sos resulta imprescindible. Por ello, una de las tareas planteadas para la confección del Mapa Metalogénico a escala 1.250 000 de la Repúbli-ca de Cuba fue realizar una actualización de los modelos de depósitos a utilizar en su elabora-ción, con el objetivo de disponer de un conjunto de modelos que reflejase adecuadamente el es-tado actual del conocimiento geológico mundial en la temática.

A diferencia de los modelos de depósitos exis-tentes hasta el año 2000, de tipo descriptivo, los modelos publicados en los últimos dieciséis años son de tipo descriptivo - genético, lo cual los hace más completos y detallados que los an-teriores. Por esta razón, el conjunto de modelos que aquí se presenta es de este último tipo y su confección se realizó sobre la base de la gene-ralización y síntesis de los aportes y opiniones divulgados en la literatura acerca de cada uno de ellos. De este modo se intentó lograr que los mo-delos que integran la presente obra sean lo más universales y representativos posibles por un la-do y que reflejen el estado del arte actual en la materia por el otro.

La compleja constitución geológica de Cuba, hace que en el territorio nacional exista un con-siderable número de modelos de depósitos, en correspondencia con los ambientes geodinámi-cos y litologías hospederas de mineralización presentes.

Los autores han considerado conveniente com-pletar esta obra con la inclusión de determina-dos modelos -ausentes o de difícil presencia en el territorio nacional cubano- para, por un lado, completar familias de depósitos que contienen modelos que sí tienen representación en Cuba y, por el otro, poner a disposición de los especia-listas cubanos que trabajen en otros países una obra que les permita acceder de modo rápido a información generalizada y sintetizada sobre di-versos modelos de depósitos, con los que pudie-ran encontrarse en sus áreas de trabajo.

Si bien presentar el espectro completo de mo-delos de depósitos reconocidos a escala mun-dial es algo que, por razones obvias, sobrepasa los límites de esta obra, sus autores se sintieron altamente motivados por ofrecer un trabajo que pueda resultar de utilidad para los geólogos de la reconocida “América nuestra”, que se extiende del Río Grande a la Patagonia y para la difusión

3Mapa Metalogénico de la República de Cuba a escala 1:250 0002 Modelos Descriptivos-Genéticos de Depósitos Minerales Metálicos

del conocimiento de las Ciencias de la Tierra en-tre sus pueblos.

Para la confección de los modelos se consulta-ron diversas fuentes de información (libros y ar-tículos publicados en revistas científicas y otras publicaciones especializadas) mayoritariamente en idioma inglés, a las cuales se accedió princi-palmente vía Internet.

En lugar de realizar una revisión exhaustiva de la literatura publicada -con la consiguiente con-fección de amplias tablas informativas sobre de-pósitos minerales de un mismo tipo- se procedió a consultar un volumen representativo de esta, siendo más de 450 el número de fuentes biblio-gráficas consultadas para todo el conjunto de ellos. Entre las fuentes utilizadas, las más impor-tantes fueron.

Modelos de depósitos minerales del USGS (Servicio Geológico de los Estados Unidos). Se tomaron en consideración, en especial, los modelos de depósitos publicados en forma de “Open File Reports” y “Scientific Investigations Reports”, publicados entre los años 2009 y 2015 como parte de la tarea “actualización de los mo-delos de depósitos” que lleva a cabo actualmen-te ese servicio geológico con vistas a su próxima “evaluación nacional del potencial de recursos minerales”.

Mineral deposits of Canada. A synthesis of major deposit-types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and explo-ration methods. (Goodfellow, W. D., ed., 2007). Geological Association of Canada, Mineral De-posits Division, Special Publication No. 5. De este extenso libro, de unas 500 páginas, se con-sultaron los capítulos correspondientes a varios modelos de depósitos.

Giant Metallic Deposits. Future Sources of Industrial Metals (Laznicka, P., 2010). Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010. Libro de 961 páginas sobre depósitos me-tálicos gigantes de todo el mundo. Además de los datos procedentes del mundo occidental, su autor incorpora el acervo de la escuela geológica rusa, tanto del período soviético como el actual, e incluye el aporte de la geología china.

The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geology from aluminum to zirconium (Dill, H. G., 2009). Earth-Science Reviews 100 (2010) 1 - 420. El au-tor expone una clasificación general de los depó-

sitos minerales metálicos atendiendo a la materia prima, la litología hospedera del depósito y el ambiente geotectónico en que se encuentra, em-pleando la amplia nomenclatura de modelos de depósitos reconocida actualmente, e incorporan-do los aportes de la escuela geológica alemana.

Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volumes 1 & 2.Conjunto de 54 mode-los de depósitos metálicos (y 50 modelos de mi-nerales y rocas industriales) confeccionados por el Servicio Geológico de Columbia Británica (Ca-nadá) entre 1995 y 1999.

Modelos de Ley – tonelaje publicados entre 1986 y 2009. En total cuatro trabajos.1) Mosier, D. L., D. A. Singer, D. P. Cox, 1986; 2) Cox D. P., D. A. Lindsey, D. A. Singer, B. C. Moring, M. F. Diggle, 2007; 3) D. A. Singer, Vladimir I. Berger, and Barry C. Moring, 2008; 4) Mosier, D. L., V. I. Berger, D. A. Singer (2009).

Los modelos se presentan organizados por fa-milias genéticas, las cuales agrupan a aquellos tipos de depósitos que presentan similitudes en su origen y, por lo tanto, están genéticamente relacionados. Así, por ejemplo, la familia de los depósitos epitermales agrupa a los depósitos de tipo Au - Ag epitermal de alta sulfuración, Au - Ag epitermal de baja sulfuración y del tipo Ag - Au epitermal de sulfuración intermedia. Dentro de un modelo se distinguen subtipos (submode-los), que se diferencian del modelo principal por la presencia de determinadas características, las que, sin embargo, resultan insuficientes pa-ra independizarlos como modelos separados. Un ejemplo de ello es el subtipo de depósito Au - Ag epitermal de baja sulfuración alcalino, presen-te dentro del tipo principal Au - Ag epitermal de baja sulfuración. Nótese que este concepto or-ganizativo en familias – modelos – submodelos es distinto al concepto de “sistema mineral”, que permite agrupar depósitos genéticamente rela-cionados entre sí aunque pertenezcan a distintos modelos (y familias de modelos). Por ejemplo, un sistema mineral puede contener un depósito del tipo Cu - Mo ± Au porfírico en su parte más pro-funda, flanqueado por depósitos de skarn de Cu, Au, Pb - Zn y de Fe - Cu, mientras en la parte superior del sistema pueden aparecer represen-tantes de los depósitos de Au - Ag epitermal de alta y de baja sulfuración. Así, aunque todos ellos pueden pertenecer a un mismo sistema mineral, el primero de los modelos mencionados repre-senta a la familia de los depósitos porfíricos, los diversos tipos de skarn mencionados pertenecen a la familia de los depósitos de skarn y los dos úl-

timos tipos señalados representan a la familia de los depósitos epitermales. En consecuencia, la familia de depósito y el sistema mineral constitu-yen dos aproximaciones distintas y mutuamente complementarias para la comprensión de los vín-culos genéticos existentes en la naturaleza entre diferentes tipos de depósitos minerales.

Los autores no intentan establecer aquí jerar-quías por encima de la familia de modelos, no porque no fuese posible, sino porque establecer un sistema acabado de clasificación no consti-tuye uno de sus objetivos. En este sentido, son de la opinión de que nunca podrá elaborarse un sistema perfecto de clasificación de los depósi-tos minerales en el que todo quede clasificado y encasillado, pues la naturaleza, aunque se repi-te, no se copia, razón por la cual siempre habrán depósitos intermedios -o “híbridos”- que se resis-tirán a ser clasificados dentro de uno u otro mo-delo, por ser representativos de las transiciones existentes entre los diferentes tipos de depósitos. Esto es más fácilmente observable entre los mo-delos de una misma familia. Un buen ejemplo de ello es que actualmente suele reconocerse que no es posible establecer una delimitación clara entre depósitos de sulfuros masivos de los tipos SEDEX, MVT y VMS, pues en la corteza terrestre existe un continuo que abarca a estos tres gran-des tipos de depósitos, dado por una transición gradual entre las características de los SEDEX y los VMS por un lado y entre los SEDEX y los MVT por el otro.

Al llenar en los modelos los ítems correspondien-tes a “mineralogía de mena” y “mineralogía de ganga”, los minerales de mena fueron general-mente identificados con los minerales metálicos presentes y los de ganga con los no metálicos, aunque en algunos modelos esta convención no aparece observada rigurosamente. Ha de recor-darse que los términos “ganga” y “mena” pro-vienen de la minería y son dependientes de qué mineral(es) y componente(s) útil(es) es objeto de extracción y beneficio. Así, un mismo mineral puede ser de mena en un depósito y de ganga en otro. Por esta razón se optó por seguir, de modo general, la mencionada convención a la hora de presentar la mineralogía correspondiente a cada modelo.

En el ítem “ejemplos mundiales” aparece entre paréntesis la ubicación geográfica (país) del de-pósito, indicándose a veces la región, estado o provincia donde se encuentra. En el caso del ítem “ejemplos cubanos” siempre se menciona

(entre paréntesis) el nombre de la provincia don-de se localiza.

En relación a la denominación abreviada de los grupos de elementos químicos afines, los autores optaron por el empleo de las correspondientes siglas en español en lugar de las acostumbradas en inglés. Así, los elementos del grupo del platino aparecen referidos como EGP en lugar de PGE, en tanto el grupo de los elementos de las tierras raras aparece bajo las siglas ETR, no como REE. Las alteraciones hidrotermales, a diferencia de lo que suele encontrarse en la literatura, particular-mente en la escrita en lengua inglesa, aparecen denominadas por el nombre del proceso, no por el nombre del mineral de alteración (cloritización, en lugar de clorita, y caolinitización, en lugar de caolinita, por ejemplo).

En el Mapa Metalogénico de la República de Cu-ba a escala 1:250 000 aparecen identificados 47 modelos (y submodelos) de depósitos minerales metálicos. Dentro de ellos hay 7 tipos de depósi-tos para los que no se confeccionaron modelos, por tratarse de depósitos pertenecientes a mo-delos sencillos, como los placeres de Au y Cr.

Estos tipos de depósitos son:

• Vetas de barita.

• Al supergénico (de arcillas bauxíticas).

• Al sedimentario (de arcillas bauxíticas rede-positadas).

• Gossan de Au - Ag (depósitos con muy esca-sa mena sulfurosa endógena sin oxidar).

• Fe supergénico (perdigones eluvio - deluvia-les).

• Placer de Au.

• Placer de Cr.

Dado que la presente obra está vertebrada so-bre la base del agrupamiento de los modelos en familias, cada una de ellas es precedida por una introducción, donde se tratan aspectos genera-les comunes a todos los modelos de depósitos que la integran.

Finalmente, se incluyó un capítulo dedicado a mostrar los impactos ambientales asociados con un número limitado de modelos de depósitos, pues su objetivo es ofrecer una visión de los di-


ferentes impactos ambientales asociados con la presencia y explotación de depósitos minerales metálicos y cómo pueden variar en función del tipo de depósito, lo cual resulta extremadamente importante a la hora de asumir la exploración y explotación de los recursos minerales en el con-texto del desarrollo sostenible y de la preserva-ción racional del medioambiente, en busca de la utilización óptima de los recursos naturales no renovables, de la minimización de los impactos causados al medioambiente y de la preservación de las demás riquezas naturales presentes en la región considerada.

Familia de los Sulfuros Masivos Volcanogénicos

Los sulfuros masivos volcanogénicos (VMS, por sus siglas en inglés) constituyen una importante familia de tipos de depósitos, muy estudiada en todo el mundo. Este nombre alude al rasgo prin-cipal y común a todos los modelos de depósitos que la integran; estar constituidos, en lo funda-mental, por cuerpos minerales de sulfuros masi-vos hospedados en secuencias volcánicas o y/o volcanógeno-sedimentarias. Además alude a la relación espacial y genética entre estos depósi-tos y los procesos volcánicos submarinos.

Hay en el mundo más de 850 depósitos VMS sig-nificativos de todos los tipos (Galley et al, 2007). Un depósito promedio perteneciente a esta fami-lia presenta alrededor de 3 millones de toneladas de mena. Sin embargo, los más grandes pueden contener más de 100 millones de toneladas de mena. Ejemplos sobresalientes en este sentido son el yacimiento Río Tinto (España), con 1535 millones de toneladas y el yacimiento Neves-Cor-vo (Portugal), con 270 millones de toneladas, ubi-cados ambos en la Faja Pirítica Ibérica.

A continuación se detallan un conjunto de ítems comunes a todos los modelos de depósitos VMS, con el fin de no incurrir en innecesarias repeticio-nes durante la ulterior presentación de cada uno de ellos.

Sinónimos. Para designar a todo el conjunto de depósitos VMS, es decir, a la familia completa, a lo largo de los últimos 40 años han aparecido en la literatura los siguientes: sulfuros volcanogé-nicos; sulfuros masivos volcánicos; sulfuros ma-sivos exhalativos; sulfuros masivos exhalativos submarinos; sulfuros masivos hospedados en se-dimentos volcánicos y depósitos de sulfuros ma-sivos volcanofílicos. Más recientemente, muchos autores han utilizado el término “sulfuro masivo polimetálico” para referirse a los VMS presentes en el lecho oceánico actual.

Importancia de los VMS. Son una significativa fuente de Cu y Zn. Representan alrededor del 22 % del Zn, el 6 % del Cu, el 9,7 % del Pb, el 8,7 % de la Ag y el 2,2 % del Au producido en el mun-do (Singer, 1995). Su importancia ha disminuido un tanto por la intensa explotación a que han si-do sometidos y por la reducción, a consecuencia de lo anterior, del tamaño medio de los depósitos disponibles.

Limitaciones económicas. El pequeño tamaño de muchos depósitos VMS da lugar a que solo una pequeña parte del total de los depósitos co-nocidos sean o hayan sido objeto de explotación.

Distribución temporal de los VMS. Los VMS, en general, pueden ser de cualquier edad, pues han estado formándose desde hace 3 550 millones de años. Sin embargo, su distribución temporal no es uniforme y según Galley et al (2007) apare-cen épocas de intensa formación en los siguien-tes períodos. Neoarqueozoico (2 800 - 2 500 millones de años), Paleoproterozoico tardío (Oro-siriano - Statheriano; 2 000 - 1 600 millones de años), Neoproterozoico (1 000 – 542 millones de años), Cámbrico - Ordovícico (542 - 444 millones de años), Devónico - Mississsippico (359 - 318 millones de años) y Jurásico Inferior al Holoceno (desde 200 millones de años hasta hoy). De mo-do similar, los mencionados períodos de tiempo contienen los mayores tonelajes y leyes de me-nas de sulfuros masivos volcanogénicos. Groves y Bierlein (2007) estiman que la heterogeneidad temporal observada tiene como causa el desigual grado de preservación de los depósitos formados en diferentes ambientes geodinámicos y bajos condiciones específicas diferentes.

Forma de los depósitos. Los cuerpos minerales de sulfuros masivos son normalmente concordan-tes con la estratificación de las rocas encajantes, subyacidos por zonas mineralizadas cortantes con mineralización de stockwork e intensa alte-ración de las rocas encajantes. Por encima de los sulfuros masivos concordantes, y hacia los lados de estos, suele aparecer una capa de exhalatitas.

La geometría de los depósitos puede representar el contorno original o reflejar diferentes grados de deformación postmineral por plegamiento, falla-miento o cizalladura. Los depósitos no deforma-dos, o poco deformados, suelen presentar forma tabular o de capa y a veces lenticular. A menudo se caracterizan por su alta relación de aspecto, lo cual significa que la longitud de los cuerpos mi-nerales supera en mucho su espesor y espesor. Estas variaciones en las dimensiones reflejan la acción de factores tales como la naturaleza y du-ración de la actividad hidrotermal, la topografía del lecho marino, la permeabilidad de las rocas del yacente, los controles estructurales y/o volcá-nicos de la mineralización, la deformación post-menífera y el grado de preservación de la mena.

Las deformaciones postminerales pueden alterar considerablemente la geometría inicial del depó-sito, volviéndola compleja. Las menas experimen-


tan removilización, lo cual da lugar a la aparición de brechas de sulfuros. Igualmente, los cuerpos minerales se vuelven más gruesos en las seccio-nes curvas de los pliegues, adelgazándose en sus flancos. En los depósitos intensamente ciza-llados, los cuerpos minerales aparecen alargados y desmembrados. Como resultado, las relaciones originales entre menas y rocas hospederas que-dan oscurecidas, volviéndose difícil su interpreta-ción y reconstrucción.

Zonación del depósito. El diseño general de un depósito VMS presenta la parte superior del stoc-kwork dominada por calcopirita + pirita ± magne-tita. La parte basal del cuerpo mineral de sulfuro masivo es dominada por pirita + calcopirita, en tanto su parte superior y márgenes exteriores es dominada por esfalerita ± galena ± barita. Esta zonación obedece al incremento progresivo de la temperatura en la base del depósito, lo cual trae como consecuencia el reemplazamiento por cal-copirita de las fases sulfurosas más tempranas (esfalerita, tetraedrita, galena y pirita). El Zn y Pb así movilizado migra hacia arriba y se vuelve a precipitar como esfalerita y galena en las partes más frías del lente de sulfuros masivos, originan-do la distribución zonal de calcopirita y esfalerita ± galena y, por tanto, la del Cu y Zn (±Pb). Es-te movimiento hacia arriba de los metales base también puede generar enriquecimiento de Au en zonas ricas en esfalerita dentro de los VMS (Han-nington et al, 1986; Large et al, 1989). En cuanto a los minerales de ganga, se conoce que el cuar-zo suele predominar en el núcleo de los depó-sitos, mientras la barita suele ser abundante en los márgenes exteriores, junto con la anhidrita. La mica y la clorita acostumbran a concentrarse en la parte inferior o superior del depósito, en tanto los carbonatos tienden a distribuirse ampliamen-te en el depósito, aunque existen casos en que se disponen mayormente hacia su parte superior. Las exhalatitas, por su parte, suelen disponerse inmediatamente por encima de los cuerpos de sulfuros masivos y lateralmente respecto a ellos.

Distribución espacial de las Alteraciones hi-drotermales. La zona de alteración alrededor de algunos depósitos puede estar poco desarro-llada, limitada al volumen cercano a la zona de alimentación, sin embargo en la mayoría de los depósitos se extiende bastante más allá de sus límites. En sentido vertical la zona de alteración suele tener un espesor de hasta 10 veces el del depósito. Estas dimensiones no consideran la ex-tensión de las zonas de alteración estrato-contro-ladas extendidas lateralmente, las que pueden superar el km de distancia al contorno económico

del depósito. En general, la zonación vertical de las alteraciones hidrotermales se caracteriza por el predominio de la cloritización, mientras en su parte más superficial se aprecia una mayor pre-sencia de la caolinitización y la sericitización.

Asociadas al límite superior y lateral de los cuer-pos de sulfuros masivos se presentan las exhala-titas. La mayoría de los especialistas consideran bajo este término al conjunto silíceo formado por los precipitados amorfos de Fe ± Mn ± Si ± S ± Ba ± B, relacionado con la descarga de fluidos hi-drotermales en el fondo marino. Estas exhalatitas suelen estar más o menos alineadas estratigráfi-camente con el techo de la capa donde aparece hospedado el depósito VMS con el cual se rela-cionan, pudiéndose extender lateralmente varios cientos de metros más allá de los límites del de-pósito. Con mucho menos frecuencia ellas pue-den encontrarse en las secuencias yacentes por debajo de la zona de sulfuros masivos. Por lo co-mún, las exhalatitas constituyen capas delgadas de silicitas, jaspes y sedimentos ricos en Fe - Mn y suelen presentarse en asociación lateral con los depósitos VMS, pudiendo estar en el mismo ho-rizonte estratigráfico o ligeramente más arriba o abajo. En algunos casos, delgadas formaciones ferrosas (de menos de 2 m de espesor) forman un horizonte guía extendido lateralmente, inter-conectando, en tiempo y espacio, varios depósi-tos de sulfuros masivos. Todas estas “exhalatitas” son sedimentos químicos precipitados a partir de los fluidos hidrotermales, con alguna contribución detrítica y del agua de mar (Schulz, 2012).

La mayoría de los cuerpos de exhalatitas presen-tan forma tabular y son concordantes con los es-tratos volcánicos o volcanógeno - sedimentarios entre los que yacen (Spry et al, 2000; Galley et al, 2007). Su espesor varía desde unos centímetros hasta varios metros. Los mayores espesores se presentan directamente encima de los cuerpos de sulfuros masivos, mientras que lejos de ellos su espesor suele ser pequeño y bastante unifor-me. Es de notar que el relieve del fondo marino y el fallamiento y/o plegamiento posteriores pueden modificar su geometría y tamaño.En los VMS han sido reconocidas distintas facies de exhalatitas, siendo las más comunes las si-guientes (Slack, 2012).

1. Facies de óxidos. jaspe, hematites, magne-tita.

2. Facies carbonatada. calcita, siderita, ankeri-ta, dolomita, rodocrosita y kutnahorita.

3. Facies silicatada. minerales ricos en hierro (greenalita y stilpnomelano), magnesianos (tal-co y clorita), maganíferos (espesartita) y ricos en boro como la turmalina.

4. Facies de sulfuros. pirita o pirrotita, con su-bordinados minerales de metales base (calco-pirita, esfalerita y galena).

5. Facies de sulfatos. comprende barita, y en unos pocos casos, anhidrita y yeso.

6. Facies de silicita. compuesta principalmente por cuarzo microcristalino, que en algunos de-pósitos forma una capa encima de los cuerpos de sulfuros masivos.

En raros casos aparecen exhalatitas de otras composiciones, abundantes en fluorita, apatito, gahnita o estaurolita rica en zinc. El metamorfismo regional puede eliminar o modificar fuertemente a las exhalatitas, enmascarando su presencia y ha-ciendo difícil la interpretación de la secuencia li-tológica o del depósito mineral objeto de examen.

Control de la mineralización. Muchos depósitos VMS ocurren en grupos o distritos minerales, de unos 40 km de diámetro, los cuales contiene cer-ca de una docena de depósitos cercanos entre sí. Uno o dos de estos depósitos suelen contener más de la mitad de los recursos totales del distrito mineral (Sangster, 1980). Los controles de mena abarcan rasgos volcánicos y sinvolcánicos, que incluyen, pero no se limitan a. calderas, cráteres, grabens y domos; fallas e intersecciones de fa-llas; depresiones en el fondo marino y cuencas locales. Otro control de mana, más indirecto, pue-de ser la proximidad a grandes sills subvolcáni-cos, situados en la secuencia infrayacente hasta 2000 m por debajo de algunos depósitos. Estos cuerpos no solo suministran significativas canti-dades de calor a los sistemas hidrotermales, sino que también pueden incrementar la fracturación de los estratos hospederos y focalizar los fluidos hidrotermales en dirección al lecho marino. Al pa-recer, los fluidos hidrotermales se localizan en las fracturas situadas dentro de ellos y en sus már-genes, tal como lo sugieren los datos de flujo tér-mico colectados durante estudios realizados en los sistemas hidrotermales submarinos actuales de la Cuenca Guaymas, en el Golfo de Baja Ca-lifornia (Lonsdale y Becker, 1985). También inter-viene el control litológico, el cual actúa a través de las diferencias de permeabilidad entre las distin-tas litologías (sedimentarias e ígneas) presentes (Schulz, 2012).

Modelo genético. El rasgo distintivo clave de los VMS es la formación de sulfuros masivos en el fondo marino a partir de fluidos hidroterma-les energizados y dirigidos por el calor magmá-tico. Este proceso de mineralización involucra a la circulación convectiva de agua de mar, que evoluciona mediante la interacción agua - roca, transformándose en un fluido metalífero ligera-mente ácido, con una significativa cantidad de componentes volátiles.

Existen dos factores principales que controlan el caudal de fluido hidrotermal, la duración de la descarga y el tiempo de vida del sistema hidroter-mal generador de depósitos VMS. 1) La naturale-za, tamaño y profundidad de la fuente de calor y 2) la distribución temporal de la permeabilidad de las unidades litológicas y de las fallas presentes. Los resultados de la simulación computarizada de depósitos VMS actuales y antiguos (Schardt and Large, 2009) sugieren que la duración de las descargas significativas de fluidos hidrotermales puede abarcar desde 400 años hasta más de 200 000 años, un rango de tiempo comparable con el promedio de las edades radiométricas obtenidas (Lalou et al, 1995; Scott, 1997) para sistemas hi-drotermales en los lechos oceánicos modernos (de menos de 1000 años hasta cerca de 250 000 años).

Simulaciones numéricas desarrolladas por Schar-dt y Large (2009) sugieren que un fluido hidroter-mal con salinidad similar a la del agua marina, 10 ppm de Zn + Cu y una eficiencia de deposi-ción mayor al 10 %, formaría un deposito VMS de tamaño promedio (1,2 millones de t de metal en total) en un intervalo de tiempo que puede va-riar desde menos de 5 000 años hasta 14 000 años, en dependencia de condiciones geológicas tales como temperatura y profundidad de la fuen-te de calor. Según los citados autores, fluidos con menor concentración de metales son inadecua-dos para formar depósitos de tamaño promedio, mientras que menor eficiencia en la precipitación de minerales metálicos implica la necesidad de un tiempo más largo para formar tal depósito. La formación de un depósito gigante o de uno súper gigante requiere de.

• Un fluido con una concentración de metal en solución más alta (>10 ppm).

• Una eficiencia en la precipitación de minerales metálicos superior al 10 %.

• Un mayor intervalo de tiempo de suministro y acumulación de metales.


• Una combinación de los factores antes men-cionados.

Una más alta salinidad de los fluidos hidroterma-les incrementaría la capacidad del sistema para transportar metales y, en consecuencia, crece-rían las posibilidades de formar un depósito de metales base de gran tamaño. Por otra parte, el proceso de mineralización ocurre en forma de pulsos, separados por períodos de quietud rela-tiva.

Se ha observado además que, en general, la tem-peratura y la salinidad en las inclusiones fluidas aumentan de la periferia hacia el centro de los depósitos y con la profundidad, lo cual demuestra el carácter ascendente y focalizado del transpor-te de metales y de calor por parte de los fluidos hidrotermales generadores de la mineralización y de las alteraciones acompañantes.

Por lo general, la fuente principal del S presen-te en los depósitos es la reducción inorgánica del sulfato marino, la que ocurre a temperaturas superiores a los 250 0C y en presencia de iones ferrosos (Shanks et al, 1981), los cuales actúan como agente reductor. En consecuencia, este proceso es favorecido por la presencia de altas temperaturas y de rocas hospederas ricas en Fe. Por otro lado, la presencia de S magmático suele estar siempre presente en mayor o menor pro-porción.

En el caso de los VMS silicolásticos - máfico, es probable que ellos, a semejanza de los SEDEX, se generen a partir de surgideros de salmueras densas. Sin embargo, no se dispone de eviden-cias de inclusiones fluidas para la mayoría de los depósitos de este tipo a causa de las significa-tivas deformaciones postmeníferas experimenta-das por ellos (Shanks III, 2012).

En relación con los VMS máfico - ultramáficos, se conoce que los fluidos hidrotermales genera-dos en cuencas de trasarco son mucho más ri-cos en volátiles que los generados en las crestas centro-oceánicas, lo cual suele responder a las características de las rocas volcánicas asociadas al depósito y de los intrusivos subvolcánicos in-frayacentes. Este más alto contenido de volátiles también se traduce en un pH más bajo (hasta 2), sustancialmente inferior al hallado en los fluidos hidrotermales de crestas centro-oceánicas, lo que, a su vez, está relacionado con la desproto-nación del CO2 disuelto.

Por otra parte, los estudios de la composición isotópica del hidrógeno en mena (muestras de minerales, fluidos de alteración y de roca total) muestran que los VMS máfico - ultramáficos son los que alcanzan un rango más alto de temperatu-ra durante su formación, entre 250 0C y 450 0C, lle-gando en ocasiones hasta 600 0C, seguidos por los bimodal - máficos, que alcanzan hasta 350 0C. Los bimodal félsicos y los félsicos se forman en un rango de temperatura que usualmente va des-de 120 0C hasta 300 0C, aunque en ocasiones pueden alcanzar 580 0C (Ridley, 2012).

A semejanza de algunos VMS hospedados en secuencias predominantemente volcanoclásti-cas, los que se hospedan en secuencias domi-nadas por rocas sedimentarias pueden formarse inmediatamente por debajo del lecho marino, a través de la precipitación de los minerales de me-na en los poros vacíos y del reemplazamiento de los minerales de las rocas sedimentarias. Este ti-po de formación de mena puede ser favorecido por la presencia de una capa suprayacente de sí-lice, carbonato o de sulfuros, que actúa como ba-rrera física que bloquea el ascenso de los fluidos hidrotermales. En estos casos, los VMS contie-nen cantidades significativas de Pb y Ag (Franklin et al, 2005).

El análisis estadístico de los VMS asociados con cuerpos intrusivos singenéticos y postminerales (Mosier et al, 2009) y su relación con la presencia de oro y plata, muestra que, en el primer caso, la relación entre Au y la presencia de intrusivos es casi inexistente, mientras que en el segundo si existe una significativa relación estadística entre depósitos asociados con actividad intrusiva post-mineral y presencia de mineralización aurífera. Este resultado sugiere que el Au se presenta en las menas VMS como consecuencia de procesos de introducción, removilización o concentración de Au y Ag, desencadenados por la mencionada actividad intrusiva postmineral.

Firma geofísica. Los depósitos VMS suelen mostrar una fuerte respuesta geofísica en virtud del acentuado contraste entre las propiedades fí-sicas de los cuerpos minerales y las de sus rocas hospederas (intensidad y susceptibilidad magné-tica, densidad, velocidad de las ondas acústicas, resistividad y otras).

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogé-nicos poseen altas conductividades, las que ex-ceden los 500 mS/m (millisiemens por metro), similares al del grafito y el agua salada (Ford et al, 2007). Dado que las conductividades de las

rocas ígneas y metamórficas suelen ser inferiores a 1 mS/m y las de las rocas sedimentarias varía entre 1 mS/m y 500 mS/m, el contraste entre los cuerpos minerales y las rocas encajantes puede ser significativo y constituir, por tanto, una propie-dad útil. Sin embargo, la presencia de una capa acuífera por encima del depósito, con su alta con-ductividad, puede enmascarar la señal asociada a este. Algo parecido ocurre con las capas sedi-mentarias anóxicas, ricas en grafito y sulfuros dis-persos. Los métodos electromagnéticos aéreos y terrestres, además, serán efectivos solo si existe conexión eléctrica entre los granos de sulfuros, lo cual ocurre solo en los sulfuros masivos. En el ca-so de los sulfuros diseminados, su detección pue-de lograrse con mayor efectividad empleando la polarización inducida (PI). Por otro lado, los depó-sitos no económicos ricos en pirita o en pirrotita no pueden ser distinguidos de los potencialmente económicos.

Los métodos de resistividad eléctrica aparente pueden usarse para obtener cortes de resistivi-dad verdadera y la geometría 3D de los cuerpos minerales, así como para estimar el espesor de la cubierta del depósito, dato que puede usarse en la interpretación de las investigaciones gravimé-tricas terrestres.

Como ya se señaló, los cuerpos de sulfuros ma-sivos y diseminados pueden ser detectados me-diante el empleo de la polarización inducida (PI). Si los sulfuros diseminados están mezclados con arcillas, su respuesta al PI también es más inten-sa.

La magnetometría de alta resolución puede ser excelente para identificar áreas favorables pa-ra mineralización VMS por las posibilidades que brinda en materia de cartografía litológica, estruc-tural y de alteraciones. Generalmente se mide la intensidad del campo magnético total (en nT), siendo de uso común la determinación, a partir ella, del gradiente vertical del campo magnético (medido en nT/m), el que destaca los rasgos geo-lógicos cercanos a la superficie. La comparación de las anomalías observadas en los mapas de campo magnético total con las de los mapas de gradiente vertical, muestra que estas últimas tien-den a estar más estrechamente asociadas espa-cialmente con las entidades geológicas que les dan origen (Thomas et al, 2000). Por ello, el gra-diente vertical suele ser utilizado para delimitar los depósitos VMS.

No todos los sulfuros tienen alta susceptibilidad magnética. La pirita y la pirrotita, minerales de

mena no económicos, poseen muy altos valores de susceptibilidad (3,200×10-3 SI para la pirrotita y 5×10-3 SI para la pirita). En cambio, los princi-pales sulfuros de interés económico (calcopirita, esfalerita y galena) tienen valores bajos de sus-ceptibilidad magnética, similares a los presentes en rocas sedimentarias y volcánicas. Es la aso-ciación de todos estos sulfuros lo que genera las anomalías magnéticas positivas comúnmente asociadas con los depósitos VMS. Sin embargo, por esta misma razón, una fuerte anomalía mag-nética no es garantía del carácter económico del depósito.

Otros minerales metálicos no sulfurosos, como la magnetita (5,500×10-3 SI) y la hematites (40×10-3 SI) son comunes en las menas de algunos VMS y presentan altas susceptibilidades magnéticas. Por tanto, contribuyen también al fortalecimien-to de las anomalías magnéticas encontradas en esos casos. Normalmente, la magnetita ocurre en el núcleo de la zona de stockwork y en la parte basal central de los lentes de sulfuros masivos sobreyacentes. La presencia de horizontes ferro-sos extendidos lateralmente, ricos en ambos mi-nerales, puede ampliar el área anómala más allá del depósito de sulfuros masivos. Por otra parte, la alteración hidrotermal de las rocas situadas por debajo y a los lados del depósito puede destruir las fases minerales magnéticas y provocar la pre-sencia de una señal magnética anómalamente negativa (Finn y Morgan, 2002).

La gravimetría puede detectar los excesos de masa y estimar la magnitud y dimensiones de los cuerpos generadores de las anomalías, así como su profundidad de yacencia. Por ello, las inves-tigaciones gravimétricas, en conjunción con las electromagnéticas, permiten distinguir las ano-malías de conductividad producidas por un cuer-po grafítico de baja densidad de la generada por una zona de mineralización sulfurosa de alta den-sidad. En general, las anomalías gravitatorias po-sitivas son comunes en los distritos VMS y suelen estar centradas sobre los depósitos minerales.

La cartografía de la abundancia relativa de los ra-dioelementos K, U y Th hacen de la espectrome-tría gamma un método útil para la delimitación de zonas de alteración hidrotermal, espacial y tem-poralmente asociada con la mineralización VMS. Esta cartografía es más efectiva si hay alteración potásica en rocas volcánicas (máficas o félsi-cas), pues en tales casos, la firma espectromé-trica gamma, tanto aérea como terrestre, es más fuerte. Su limitante principal radica en la escasa


profundidad de investigación, la cual no suele su-perar uno o dos metros de profundidad.

La obtención de una adecuada imagen sísmica de un área con mineralización VMS está en fun-ción del tamaño, el contorno, la orientación y el buzamiento del depósito mineral, así como de los parámetros de adquisición utilizados en la in-vestigación sísmica. Dado que los VMS son ge-neralmente ricos en pirita, ellos poseen una alta impedancia acústica. Por esta razón ellos consti-tuyen excelentes objetivos para la aplicación de las técnicas de exploración sísmica de alta reso-lución.

En sentido general, el análisis del grado de me-tamorfismo presentado por Mosier et al (2009) muestra que de los 819 depósitos con datos dis-ponibles al respecto, solo 3 aparecen reportados como no metamorfizados. El resto presenta uno u otro grado de metamorfismo, distribuidos por fa-cies metamórficas (en orden de abundancia des-cendente) de la siguiente forma. 62 % en la facies de esquistos verdes, 11 % en la facies anfibolíti-ca, 7 % en las facies subesquistos verdes, prehni-ta – pumpellita, o pumpellita – actinolita, 2% en la facies de esquistos azules o eclogítica, 1,5 % en la facies zeolítica y 0,5 % en la facies granulítica (para el resto no se identificó la facies de meta-morfismo presente). Según Dusel-Bacon (2012), un 13 % de los depósitos presenta metamorfismo de contacto.

Las alteraciones hidrotermales asociadas con los VMS pueden ser transformadas por el metamor-fismo regional, lo que da lugar a la presencia de minerales tales como andalucita, corindón, topa-cio, sillimanita, cianita, cordierita, granates, flogo-pita y varios ortopiroxenos y anfíboles (Bonnet y Corriveau, 2007).

Para identificar los protolitos de algunas rocas volcánicas metamorfizadas, puede seguirse las siguientes equivalencias establecidas por Mosier et al (2009).

Si se conoce la composición química de las me-tavolcanitas o volcanitas, puede aplicarse la cla-sificación de Gelinas, et al. (1977), basada en su contenido de sílice, utilizada por Mosier et al (2009) en su trabajo sobre ley y tonelaje de los VMS, la cual es como sigue.

Basaltos. < 54 %Andesitas. 54 - 62 %Dacitas. 62 - 67 %Riodacita. 67 - 71 %Riolita.> 71 %

Bibliografía

Bonnet, A. L., L. Corriveau, L., 2007. Alteration vectors to metamorphosed hydrothermal systems in gneissic terranes. En Goodfellow, W. D., ed., Mineral deposits of Canada -A synthesis of major deposit-types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. Geological Association of Canada, Mineral De-posits Division, Special Publication No. 5: 1035–1049.

Dusel-Bacon, C., 2012, Petrology of metamorphic rocks associated with volcanogenic massive sul-fide deposits in volcanogenic massive sulfide oc-currence model. U.S. Geological Survey Scientific Investigations Report 2010–5070 –C: 278 – 288.

Franklin, J. M., H. L. Gibson, I. R. Jonasson, A. G. Galley, 2005. Volcanogenic massive sulfide depo-sits. En Hedenquist, J. W., J. F. H. Thompson, R. J. Goldfarb, J. P. Richards, eds., Economic Geology 100th anniversary volume, 1905–2005: 523–560.

Finn, C. A., L. A. Morgan, 2002. High-resolution aero-magnetic mapping of volcanic terrain, Ye-llowstone National Park. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 115: 207–231.

Ford, K., P. Keating, M. D. Thomas, 2007. Overview of geophysical signatures associated with Cana-dian ore deposits. En Goodfellow, W. D., ed., Mi-neral deposits of Canada—A synthesis of major deposit-types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. Geological Association of Canada, Mineral Depo-sits Division, Special Publication 5: 939–970

Galley, A. G., M. D. Hannington, I. R. Jonasson, 2007.Volcanogenic Massive Sulphide Deposits. En Goodfellow, W. D., ed., Mineral deposits of Ca-nada. A synthesis of major deposit-types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. Geological Association

of Canada, Mineral Deposits Division, Special Pu-blication No. 5: 141 - 161.

Gelinas, L., C. Brooks, G. Perrault, J. Carignan, P. Trudel, F. Grasso, 1977. Chemo-stratigraphic divi-sions within the Abitibi volcanic belt, Rouyn-No-randa District, Quebec. En Volcanic regimes in Canada. Geological Association of Canada Spe-cial Paper, No. 16: 265–295.

Groves, D. I., F. P. Bierlein, 2007. Geodynamic se-ttings of mineral deposit systems. Journal of the Geological Society of London, 164: 19 - 30.

Lalou, C., J. L. Reyss, E. Brichet, P. A. Rona, G. Thompson, 1995. Hydrothermal activity on a 105-year scale at a slow-spreading ridge, TAG hy-drothermal field, Mid-Atlantic Ridge 26°N.Journal of Geophysical Research. 100: 17855 - 17862.

Leat, P. T., R, D, Larter, 2003. Intra-oceanic sub-duction systems—Introduction. En Larter, R. D., y P. T. Leat eds. Intra-oceanic subduction systems—Tectonic and magmatic processes. Geological Society Special Publication 219: 1–18.

Lonsdale, P., K. Becker, 1985. Hydrothermal plu-mes, hot springs, and conductive heat flow in the Southern Trough of Guaymas Basin. Earth and Planetary Sciences. 73: 211 -225

Mosier, D. L., V. I. Berger, D. A. Singer, 2009. Vol-canogenic massive sulfide deposits of the world; database and grade and tonnage models. U.S. Geological Survey Open-File Report 2009-1034, 50 p. [http.//pubs.usgs.gov/of/2009/1034/].

Ridley, W. I., 2012. Petrology of associated ig-neous rocks in volcanogenic massive sulfide oc-currence model. U.S. Geological Survey Scientific Investigations Report 2010–5070 –C: 230 - 262.

Sangster, D. F., 1980. Quantitative characteristics of volcanogenic massive sulphide deposits Part I. Metal content and size distribution of massive sul-phide deposits in volcanic centres. Canadian Ins-titute of Mining and Metallurgy Bulletin, 73 (814): 74 - 81.

Schardt, C., R. R. Large, 2009. New insights in-to the genesis of volcanic-hosted massive sulfide deposits on the seafloor from numerical modeling studies. Ore Geology Reviews, 35: 333 - 351.

Schulz, K. J., 2012. Regional environment in vol-canogenic massive sulfide occurrence model. En Shanks, W.C. Pat, III, R. Thurston, eds., 2012.

Volcanogenic massive sulfide occurrence model. U.S. Geological Survey Scientific Investigations Report 2010–5070–C: 33 – 60.

Scott, S. D., 1997. Submarine hydrothermal sys-tems and deposits. En Barnes, H. L., ed., Geo-chemistry of hydrothermal ore deposits. New York, Wiley and Sons, págs.797–875.

Shanks, W. C., J. L. Bischoff, R. J. Rosenbauer, 1981. Seawater sulfate reduction and sulfur isoto-pe fractionation in basaltic systems. Interaction of seawater with fayalite and magnetite at 200–350°C.Geochim Cosmochim Acta, 45:1977-1995

Shanks III, W. C. P., 2012. Theory of deposit for-mation in volcanogenic massive sulfide occu-rrence model. U.S. Geological Survey Scientific Investigations Report 2010–5070 –C: 291 - 303.

Singer, D. A., 1995, World-class base and pre-cious metal deposits - a quantitative analysis. Economic Geology, 90: 88-104.

Thomas, M. D., J. A. Walker, P. Keating, R. Shives, F. Kiss, W. D. Goodfellow, 2000. Geophysical atlas of massive sulphide signatures, Bathurst mining camp, New Brunswick. Geological Survey of Ca-nada Open File 3887, 105 págs.


VMS Máfico - Ultramáfico

Identificación

Sinónimos. Tipo Chipre, VMS máfico en cuen-ca oceánica primitiva de trasarco, VMS máfico de dorsal centro-oceánica. Cu - Zn - Co tipo Atlánti-co. En trabajos anteriores a 1985 se utilizaba las denominaciones “depósitos piríticos”; “piritas cu-príferas” y “depósitos piríticos estratocontrolados” para referirse a estos depósitos hospedados en secuencias ofiolíticas y/o máficas.

Subtipos de depósitos. No tiene.

Productos. Cu

Subproductos. Au, Ag, Zn, Co, Cd.

Tipos de depósitos asociados. En secuencias ofiolíticas aflorantes pueden desarrollarse de-pósitos de lateritas de Fe - Ni - Co o bauxíticas, mientras que, en secciones más profundas de las ofiolitas, pueden hallarse depósitos de cromitas podiformes

Ejemplos mundiales. Turner-Albright (USA); Lokken (Noruega), Skouriotissa (Chipre), Lasail (Omán), Betts Cove (Canadá).

Ejemplos cubanos. Júcaro, Buenavista (Arte-misa), Río Negro (Camagüey), Monte Rojo (Hol-guín).

Características geológicas

Ambiente geodinámico. Los VMS se forman en ambientes geodinámicos extensionales marinos, en relación espacial, temporal y genética con el volcanismo, el magmatismo, la sismicidad y los surgideros hidrotermales de alta temperatura. La mayoría de los depósitos VMS máfico - ultramáfi-cos se presentan dentro de ofiolitas y rocas máfi-cas de afinidad ofiolítica, pertenecientes a cuencas de antearco o trasarco, formadas en ambientes de suprasubducción (Pearce, 2003). Aunque un gran número de VMS de este tipo se forman en las zonas de expansión centro-oceánicas, muy po-cos están preservados, pues la gran mayoría se hunde en las zonas de subducción junto con la corteza oceánica que los contiene. Más raramen-te aparecen en ambientes de montañas subma-rinas, relacionados con islas oceánicas, y con la fase tardía de las cuencas de trasarco continen-tales. Los depósitos submarinos modernos se localizan en las dorsales centro-oceánicas y en

las cuencas maduras de trasarco ((Franklin et al, 2005).

Ambiente deposicional. Los depósitos se en-cuentran en secuencias de basaltos submarinos toleíticos o calcoalcalinos, comúnmente almoha-diformes, cerca de su transición a los sedimen-tos lutítico - arcillosos suprayacentes. En muchos casos los depósitos parecen estar tectónicamen-te controlados, apareciendo alineados cerca de fallas normales escalonadas o de fallas transfor-mantes.

Rocas hospederas y asociadas. Lavas basál-ticas submarinas, tobas basálticas, silicitas, lito-fangos. Los VMS máfico - ultramáficos (también los máficos bimodales y los máfico - silicoclásti-cos) están asociados con boninitas y toleitas de arco de islas pobres en Ti, basaltos de dorsales centro - oceánica (MORB, por sus siglas en in-glés) o con basaltos de trasarco (BABB, por sus siglas en inglés), de acuerdo con Schulz, 2012. En cinturones de esquistos verdes arqueozoicos, los depósitos pueden estar asociados con lavas komatíticas. La presencia de rocas sedimentarias en la secuencia hospedera es muy subordinada, y representa menos del 10 % del volumen total. Las mismas son arcillas, silicitas o tobas sulfuro-sas reducidas o hematíticas oxidizadas.

Edad de la mineralización. En el caso de los VMS del tipo máfico - ultramáfico, la gran mayo-ría son del Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico, lo cual refleja la subducción de los lechos oceáni-cos más antiguos a lo largo de los márgenes de placas convergentes.

Forma del depósito. Los cuerpos minerales de sulfuros masivos son, por lo general, concordan-tes con la estratificación de las rocas encajantes, y suelen tener zonas mineralizadas cortantes subyacentes, con mineralización de stockwork e intensa alteración de las rocas encajantes. Por encima de los sulfuros masivos concordantes y hacia sus laterales suele aparecer una capa de exhalatitas.

Zonación del depósito. Los procesos de zo-nación tienen lugar del mismo modo que en los otros tipos de VMS. Sin embargo, en este caso las menas se caracterizan por ser más marca-damente cupríferas. Las muy bajas concentracio-nes de metales base y preciosos observadas en cierto número de depósitos piríticos hospedados en ofiolitas puede reflejar una “sobre refinación” de los metales, a consecuencia de una prolonga-

da actividad hidrotermal en el paleosuelo marino (Hannington et al., 1998).

Mineralogía de mena. Pirita, calcopirita, magne-tita, esfalerita. Entre los subordinados y raros se identifican la marcasita, galena, pirrotita, cubani-ta, hematites, freibergita, arsenopirita, marcasita, Au nativo y electrum. También pueden aparecer minerales raros como skutterudita, safflorita, lö-llingita, es millerita y pentlandita, (Auclair et al., 1993; Ahmed et al., 2009; Thalhammer et al., 1986; Peltonen et al., 2008). Como minerales oxi-dados pueden aparecer malaquita, azurita, calco-cita, covelina, cobre nativo (Koski, 2012) y otros.

Mineralogía de ganga. Cuarzo, talco, pedernal, clorita, calcita, ankerita, siderita, albita, anhidrita, yeso.

Texturas y estructuras. Texturas: masiva, bre-chada, bandeada, diseminada, de stockwork, es-tratificada (con granos de tamaños medio a fino). Estructuras: ideomórfica, colomórfica, framboidal, botrioidal, de reemplazamiento pseudomórfica, de entrecrecimiento, recristalización, porfiroblás-tica, de removilización y penetrativa.

Alteraciones hidrotermales. Cloritización, tal-quitización, carbonatización, sericitización y silici-ficación en el núcleo de la zona de alimentación, a veces rodeada por una débil albitización y argi-litización. Capas delgadas de pedernales, jaspes y sedimentos ricos en Fe - Mn suelen presentar-se en asociación lateral con los depósitos VMS. Ellas pueden estar en el mismo horizonte estra-tigráfico o ligeramente más arriba o abajo. En al-gunos casos, delgadas formaciones ferrosas (de menos de 2 m de espesor) forman un horizonte guía extendido lateralmente, que liga en tiempo y espacio a varios depósitos de sulfuros. Todas estas “exhalatitas” son sedimentos químicos pre-cipitados a partir de los fluidos hidrotermales, con alguna contribución detrítica y del agua de mar (Schulz, 2012).

Controles de mena. Hay un marcado control estructural a través de la agrupación de los de-pósitos en grupos, o de su alineamiento, dentro de lavas almohadiformes basálticas, a lo largo de fallas normales, cerca de la zona de transición. Esto se observa con menos frecuencia dentro de las tobas basálticas, y los sedimentos pelágicos finos.

Modelo genético. Ver generalidades en este ca-pítulo.

Guías de exploración

Firma geoquímica. Cu, Zn, Mn y Fe, déficit de Ca y Na. Las alteraciones relacionadas con VMS pueden distinguirse de las causadas por el me-tamorfismo de la facies esquistos verdes por la presencia de abundante clorita rica en Fe, de ferroactinolita y clinozoisita de grano grueso en las rocas volcánicas hidrotermalmente alteradas (Hannington et al, 2003).

Firma geofísica. Ver generalidades en este ca-pítulo.

Otras guías de exploración. Rocas máficas de afinidad ofiolítica, presencia de la zona de tran-sición entre la secuencia de lavas basálticas y la secuencia lutítico – arcillosa, presencia de fallas, ocres y exhalatitas. Presencia de horizontes re-gionales piritizados. Presencia de estructuras sin-volcánicas y de intersecciones de fallas dentro de rocas ultramáficas. Existencia de grandes sills o diques sinvolcánicos, los cuales se ubican en la secuencia infrayacente a los depósitos minerales. Otra guía, en terrenos metamórficos, es la abun-dancia de clorita.

Factores económicos

Ley y tonelaje. Los depósitos VMS de los tipos máfico - ultrmáficos (Chipre) y máfico - silicoclás-tico (Besshi), presentan un comportamiento simi-lar en lo que a relación ley - tonelaje se refiere. Por esta razón, desde este punto de vista ambos tipos se clasifican como VMS máficos (Mosier et al 2009). Así, los citados autores establecieron, a partir de los datos de 174 depósitos, que para el décimo percentil de los depósitos el tonelaje es de 15,0 millones de toneladas, con 4,1 % de Cu, 2,1 % de Zn, 1,7 g/t de Au y 33 g/t de Ag. Para el 50 percentil, el tonelaje es de 0,74 millones de toneladas de mena, con 1,70 % de Cu, sin con-tenido para los otros metales considerados. Para el 90 percentil las cifras correspondientes son 30 mil toneladas de mena y 0,61 % de Cu.

Limitaciones económicas. Ver generalidades en este capítulo.

Importancia. Ver generalidades en este capítulo.

Bibliografía

Ahmed, A. H., S. Arai, M. Ikenne, 2009. Mineralo-gy and paragenesis of the Co-Ni arsenide ores of Bou Azzer, Anti-Atlas, Morocco. Economic Geolo-gy, 104: 249–266.


Auclair, M., M. Gauthier, J. Trottier, M. Jébrak, F. Chartrand, 1993. Mineralogy, geochemistry, and paragenesis of the Eastern Metals serpentini-te-associated Ni-Cu-Zn deposit, Quebec Appala-chians. Economic Geology, 88: 123–138.

Franklin, J. M., H. L. Gibson, I. R. Jonasson, A. G. Galley, 2005. Volcanogenic massive sulfide depo-sits. En Hedenquist, J. W., J. F. H. Thompson, R. J. Goldfarb, J. P. Richards eds. Economic Geology 100th Anniversary Volume, 1905–2005. Littleton, Colo., Society of Economic Geologists: 523–560.

Hannington, M. D., A. G. Galley, P. M. Herzig, S. Petersen, 1998.Comparison of the TAG mound and stockwork complex with Cyprus-type massi-ve sulfide deposits. En Herzig, P. M., S. E. Hum-phris, D. J. Miller, R. A. Zierenberg, eds., Proce-edings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 158: 389–415.

Hannington, M. D., F. Santaguida, I. M. Kjarsgaard, L. M. Cathles, 2003. Regional-scale hydrother-mal alteration in the central Blake River Group, western Abitibi subprovince, Canada-Implications for VMS prospectivity. Mineralium Deposita, 38: 392–422.

Koski, R. A., 2012, Supergene ore and gangue characteristics in volcanogenic massive sulfide occurrence model. U.S. Geological Survey Scien-tific Investigations Report 2010–5070 –C: 183 – 189.


Pearce, J. A., 2003, Supra-subduction zone ophiolites. The search for modern analogues, in Dilek, Y. y S. Newcomb, eds., Ophiolite concept and the evolution of geological thought. Geologi-cal Society of America Special Paper 373: 269–293.

Peltonen, P., A. Kontinen, H. Huhma, U. Kuronen, 2008, Outokumpu revisited—New mineral depo-sit model for the mantle peridotite-associated Cu-Co-Zn-Ni-Ag-Au sulphide deposits. Ore Geology Reviews, 33: 559–617.

Schulz, K. J., 2012. Regional environment in vol-canogenic massive sulfide occurrence model. En Shanks, W.C. Pat, III, R. Thurston, eds., Volca-nogenic massive sulfide occurrence model. U.S.

Geological Survey Scientific Investigations Re-port 2010–5070–C: 33 – 60

Thalhammer, O., E. F. Stumpfl, A. Panayiotou, 1986, Postmagmatic, hydrothermal origin of sul-fide and arsenide mineralizations at Limassol Fo-rest, Cyprus. Mineralium Deposita, 21: 95–105.

VMS Bimodal Máfico

Identificación

Sinónimos. Bimodal máfico en arco oceánico. Tipo Ural. Tipo Abitibi/Ural. Tipo Ibérico.


Productos. Cu, Zn ± Pb

Subproductos. Au, Ag ± Cd, Te

Tipos de depósitos asociados. VMS silicoclás-tico - máfico, Mn volcanogénico tipo cubano, po-sible Formación de hierro bandeado tipo Algoma.

Ejemplos mundiales. Horne (Canadá), Komso-molskoye, Uchalinskoe y Gaiskoe (Rusia), Bald Mountain y Crandon (USA).

Ejemplos cubanos. El Cobre (Santiago de Cuba), San Fernando, Antonio (Villa Clara).


Ambiente geodinámico. Los VMS se forman en ambientes geodinámicos extensionales marinos, en relación espacial, temporal y genética con el volcanismo, el magmatismo, la sismicidad y los surtidores hidrotermales de alta temperatura. Los depósitos VMS bimodales máficos se desarrollan fundamentalmente en las cuencas de trasarco de los arcos volcánicos intraoceánicos y proximales a los arcos volcánicos insulares, donde las vol-canitas están afectadas fuertemente por la sub-ducción y/o incluyen volcanitas félsicas formadas por la fusión parcial de las raíces de un arco in-sular maduro. También se desarrollan en cuencas de antearco durante el inicio de la formación del frente volcánico, cuando hay un predominio de los basaltos, con cantidades subordinadas de volcani-tas félsicas más evolucionadas. Otro ambiente en que aparecen son los arcos volcánicos epiconti-nentales, donde los componentes félsicos de la secuencia encajante tienen su origen en el inte-rior de la corteza continental.

Ambiente deposicional. Las secuencias volcá-nicas de arco volcánico intraoceánico son toleíti-cas y boniníticas, pasando a ser más calcoalcali-nas con el desarrollo del volcanismo bimodal. El volcanismo se considera verdaderamente bimo-dal cuando la cantidad de lavas y cuerpos ígneos félsicos está cerca del 25 % (Morgan y Schulz, 2012), proporción que puede variar entre 10 % y 40 % (Mosier et al, 2009). Los VMS bimodales

máficos son propios del ambiente de caldera, de 3 km a 7 km de diámetro (Leat y Larter, 2003). La secuencia es dominada basaltos y basaltos an-desíticos almohadiformes, blocosos y masivos, con unidades subordinadas de lavas y de hialo-clastitas félsicas. Las rocas volcánicas medias, como las andesitas, están, en lo esencial, ausen-tes. Las rocas sedimentarias que pueden apare-cer intercaladas en el corte están representadas por gravas, areniscas, litofangos y, localmente, por flujos detríticos.

Rocas hospederas y asociadas. Lavas almo-hadiformes basálticas pobres en K, hialoclastitas y sedimentos calcáreos interestratificados. Lavas basáltico - andesíticas y riolitas. Algunas veces aparecen rocas piroclásticas dacítico - riolíticas. Andesitas y dacitas se presentan en escasa can-tidad, si no están ausentes por completo.

Edad de la mineralización. Los VMS del tipo bi-modal máfico son más comunes e importantes en el Arqueozoico y el Paleoproterozoico, aunque también es importante su presencia en el Meso-zoico y el Cenozoico.

Forma del depósito. Los depósitos VMS regular-mente tienen entre 100 y 500 m de largo, aunque los gigantes llegan a ocupar varios kilómetros cuadrados de área. Los cuerpos minerales de sulfuros masivos normalmente son concordantes con la estratificación de las rocas encajantes y están subyacidos por zonas mineralizadas cor-tantes, con mineralización de stockwork e inten-sa alteración de las rocas encajantes. Por encima de los sulfuros masivos concordantes y hacia sus lados suele aparecer una capa de exhalatitas.

Zonación del depósito. Los procesos de zona-ción mineralógica y química se presentan bien desarrollados en este tipo de depósitos, al igual que en los VMS bimodal - félsicos.

Mineralogía de mena. Pirita, calcopirita, magne-tita, esfalerita. Subordinados y raros: marcasita, galena, pirrotita, cubanita, hematites, freibergita, arsenopirita, barita, Au nativo y electrum. Como minerales oxidados pueden aparecer malaquita, azurita, calcocita, covelina, cobre nativo, cerusita, smithsonita, anglesita, enargita, acantita (Koski, 2012) y otros. En algunas menas ricas en Au y Ag aparecen estibina y realgar; Cuando hay conteni-dos económicos de estaño también se encuen-tran estannita y casiterita, como ocurre en Neves Corvo y Kidd Creek (Hennigh y Hutchinson, 1999; Relvas et al, 2006).


Mineralogía de ganga. Cuarzo, talco, mica, clo-rita, plagioclasa, calcita, epidota, turmalina, anal-cima, montmorillonita, stilpnomelano, ankerita, si-derita, albita, pedernal, anhidrita, yeso. La barita es relativamente común en los VMS fanerozoicos hospedados en secuencias que contienen abun-dantes rocas volcánicas félsicas en su flanco ya-cente.

Texturas y estructuras. Texturas: masiva, bre-chada, bandeada, diseminada, de stockwork, es-tratificada (con granos de tamaño medio a fino). Estructuras: ideomórfica, colomórfica, framboidal, botrioidal, de reemplazamiento pseudomórfico, de crecimiento zonal, de entrecrecimiento, recristali-zación, porfiroblástica, de removilización y pene-trativa.

Alteraciones hidrotermales. Cloritización, tal-quitización, carbonatización, sericitización y silici-ficación en el núcleo de la zona de alimentación, a veces rodeada por una débil albitización y argi-litización. Capas delgadas de pedernales, jaspes y sedimentos ricos en Fe - Mn suelen presentarse en asociación lateral con los depósitos VMS, las que pueden estar en el mismo horizonte estrati-gráfico o ligeramente más arriba o abajo. En al-gunos casos, delgadas formaciones ferrosas, con menos de 2 m de espesor, forman un horizonte guía que se extiende lateralmente e interconecta a varios depósitos de sulfuros. Todas estas “ex-halatitas” son sedimentos químicos precipitados a partir de los fluidos hidrotermales, con alguna contribución detrítica y del agua de mar (Schulz, 2012).

Controles de mena. Hay un marcado control es-tructural a través de la agrupación de los depó-sitos, o de su alineamiento, a lo largo de fallas normales tempranas, dentro de las lavas almoha-diformes basálticas cercanas de la zona de tran-sición, menos frecuentemente dentro de tobas basálticas y sedimentos pelágicos finos.



Firma geoquímica. Cu, Zn, Pb, Co, Ni, Ga, Ge, As, Se, Mo, Ag, Cd, In, Sn, Sb, W, Au, Hg, Tl y B. Otros indicadores geoquímicos son el déficit de Ca y Na, el incremento en los valores de Ba/Sr, б34S. El contenido de Mn en los carbonatos tam-bién aumenta con la cercanía a los depósitos. Las alteraciones relacionadas con los VMS pueden distinguirse de las causadas por el metamorfis-

mo de la facies esquistos verdes por la presencia de abundante clorita rica en Fe, ferroactinolita y clinozoisita de grano grueso en las rocas volcá-nicas hidrotermalmente alteradas (Hannington et al, 2003).


Otras guías de exploración. Rocas máficas subyacidas por subordinadas volcanitas y cuer-pos ígneos félsicos, presencia de fallas, intersec-ciones de fallas, ocres y exhalatitas. Aparición de horizontes regionales piritizados. Existencia de calderas y otras estructuras sinvolcánicas. Otra guía de exploración, en terrenos metamórficos, es la abundancia de clorita.


Ley y tonelaje. Para los VMS bimodales - máfi-cos (Mosier et al 2009) se determinó, a partir de los datos de 274 depósitos de todo el mundo, que para décimo percentil de los depósitos el tonelaje es de 31,0 millones de toneladas de mena, con 3,5 % de Cu, 8,2 % de Zn, 0,7 % de Pb, 2,5 g/t de Au y 59 g/t de Ag. Para el 50 percentil, el tonelaje es de 1,90 millones de toneladas de mena, con 1,40 % de Cu, 1,70 % de Zn, 0,24 g/t de Au y 9,50 g/t de Ag. Para el 90 percentil las cifras co-rrespondientes son 140 mil toneladas de mena y 0,35 % de Cu.



Bibliografía

Hannington, M. D., F. Santaguida, I. M. Kjarsgaard, L. M. Cathles, 2003. Regional-scale hydrothermal alteration in the central Blake River Group, wes-tern Abitibi subprovince, Canada—Implications for VMS prospectivity. Mineralium Deposita, 38: 392–422.

Hennigh, Q., R. W. Hutchinson, 1999. Cassiteri-te at Kidd Creek—An example of volcanogenic massive sulfide-hosted tin mineralization. En Hannington, M. D. and C. T. Barrie eds., The giant Kidd Creek volcanogenic massive sulfide deposit, western Abitibi subprovince, Canada. Economic Geology Monograph, 10: 431-440.

Koski, R. A., 2012, Supergene ore and gangue characteristics in volcanogenic massive sulfide

occurrence model. U.S. Geological Survey Scien-tific Investigations Report 2010–5070 –C: 183 – 189.

Leat, P. T., R, D, Larter, 2003. Intra-oceanic sub-duction systems—Introduction. En Larter, R. D., y P. T. Leat eds., Intra-oceanic subduction sys-tems—Tectonic and magmatic processes. Geolo-gical Society Special Publication 219: 1–18.

Morgan, L. A., K. J. Schulz, 2012. Physical volca-nology of volcanogenic massive sulfide deposits in volcanogenic massive sulfide occurrence mo-del. U.S. Geological Survey Scientific Investiga-tions Report 2010–5070 –C: 64 - 100.


Relvas, J. M. R. S., J. A. S., Barriga, A. Ferreira, P. C. Noiva, N. Pacheco, G. Barriga, 2006, Hy-drothermal alteration and mineralization in the Neves-Corvo volcanic-hosted massive sulfide de-posit, Portugal—Part I. Geology, mineralogy, and geochemistry. Economic Geology, 101: 753–790.

Schulz, K. J., 2012. Regional environment in vol-canogenic massive sulfide occurrence model. En Shanks, W.C. Pat, III, R. Thurston, eds., Volca-nogenic massive sulfide occurrence model. U.S. Geological Survey Scientific Investigations Re-port 2010–5070–C: 33 – 60.


VMS Silicoclástico - Máfico

Identificación

Sinónimos. Tipo Besshi. Tipo Kieslager. VMS máfico pelítico. VMS máfico.


Productos. Cu, Zn, Ag

Subproductos. Au, Co, Sn, Mo, Cd.

Tipos de depósitos asociados. Vetas polime-tálicas de Zn - Pb - Ag; Zn - Pb - Ag Exhalati-vo - sedimentario. Existen depósitos intermedios entre este tipo de VMS y los pertenecientes al último tipo de depósito mencionado.

Ejemplos mundiales. Green Creek (Alaska, USA), Besshi (Japón), Windy Craggy (British Co-lumbia, Canadá), Ducktown, Gossan Lead y Beat-son (USA).

Ejemplos cubanos. Unión - Juan Manuel, Hierro Mantua (Pinar del Río); La Olla (Guantánamo). El último caso es un ejemplo metamorfizado.


Ambiente geodinámico. Los VMS se forman en ambientes geodinámicos extensionales ma-rinos, en relación espacial, temporal y genética con el volcanismo, el magmatismo, la sismicidad y los surgideros hidrotermales de alta temperatura. Los VMS del tipo silicoclástico - máfico ocurren en cuencas de rift o en dorsales oceánicas exten-sionales cubiertas de sedimentos (cercanas a un margen continental), pudiendo aparecer también en cuencas de trasarco rellenas de sedimentos. La presencia de la pila sedimentaria encima del basamento oceánico favorece la actividad intru-siva máfica subsuperficial (formación de cuerpos magmáticos del tipo sills y de diques) en relación con la extrusiva, así como una mayor focalización de la circulación de fluidos hidrotermales. Todo ello redunda en un mayor tamaño de los depósi-tos de sulfuros masivos formados con respecto a los VMS máfico - ultramáficos (formados en dor-sales de expansión centro-oceánica y cuencas de trasarco). Por esta misma causa también se distinguen de los anteriores por tener mayor con-tenido de Pb y Ag. En algunos casos, cuando la riftogénesis se produce por la propagación de una dorsal oceánica hacia el interior de un continen-te o por un levantamiento astenosférico, pueden

aparecer riolitas alcalinas y basaltos alcalinos o transicionales.

Los VMS de tipo silicoclástico - máfico están asociados espacialmente con centros volcánicos complejos desarrollados en el interior de estruc-turas descendentes menores localizadas dentro de cuencas extensionales más grandes rellenas de sedimentos. Sin embargo, las rocas hospede-ras inmediatas de los sulfuros pueden ser tanto sedimentarias como volcánicas. Algunos de es-tos depósitos se forman inmediatamente debajo del lecho marino mediante la precipitación de sul-furos en los poros y el reemplazamiento de las rocas sedimentarias hospederas. Estos casos pueden ser identificados por la presencia de una capa de sílice, carbonato o de sulfuro que actúa como barrera física ante el ascenso de los fluidos hidrotermales.

Ambiente deposicional. Secuencias de rocas silicoclásticas asociadas con rocas volcánicas marinas y a veces con rocas carbonatadas, pu-diendo sobreyacer a plataformas carbonatadas o a rocas clásticas. Los VMS de este tipo se aso-cian con basaltos de dorsales centro-oceánicas (MORB), toleítas empobrecidas en Ti, boninitas y con basaltos de cuencas de trasarco (BABB). En general, en las secuencias dominadas por rocas sedimentarias se distinguen dos facies principa-les.

1.Silicoclástica. Predominio de las grauvacas, areniscas, limolitas y argilitas. Localmente apa-rece Fe bandeado o argilita rica en Fe - Mn.

2.Pelítica. Predominio de argilita carbonosa, ar-gilita, limolitas, margas y carbonatos bioclásti-cos y químicos.

Las rocas ígneas se presentan en coladas de lava, diques sinvolcánicos, sills y criptodomos. Es-tas rocas, de composición máfica, pueden llegar constituir más del 25 % de la secuencia, mientras que las de composición félsica, si aparecen, no sobrepasan el 5 %. La disposición espacial de estos cuerpos ígneos es comúnmente controlada por fallas, las cuales conducen reiterados pulsos de magma, sirviendo luego como conducto a las soluciones hidrotermales. Es de notar que en es-tas secuencias, el volumen de magma asociado a los cuerpos intrusivos sinvolcánicos excede en varios órdenes de magnitud al volumen emitido en superficie en forma de lava y de material pi-roclástico.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas sedi-mentarias clásticas y rocas volcánicas marinas tales como litofangos, lutitas, limolitas, areniscas (generalmente calcáreas), así como sus equiva-lentes metamorfizados. A veces aparecen margas y carbonatos. Los sedimentos gruesos, como las grauvacas, son raros. Las rocas máficas están re-presentadas por tobas y lavas basálticas con sus autobrechas, hialoclastitas y peperitas asociadas. El pedernal y de las formaciones de hierro ban-deado son menos frecuentes. Posible presencia de rocas ultramáficas y de gabros metamorfiza-dos.

Por lo común, las rocas silicoclásticas y máficas aparecen en proporciones similares en la secuen-cia, pero la proporción entre ambos tipos de lito-logías puede variar en un rango bastante amplio.

En ocasiones, encima de los cuerpos intrusivos, se desarrollan alteraciones metamórficas que mi-metizan las facies del metamorfismo regional. En tales casos, el conjunto de alteraciones resul-tantes pueden variar desde la facies anfibolítica hasta la facies de subesquistos verdes y zeolítica, situada esta última más cerca del lecho marino. La composición mineralógica de las rocas modifi-cadas estará en función de la composición de los cuerpos intrusivos y de las rocas sedimentarias afectadas, así como de la intensidad del proceso.

Edad de la mineralización. El intervalo de mayor abundancia se corresponde con la Era Mesozoi-ca.

Forma del depósito. Los depósitos minerales normalmente son concordantes con la estratifi-cación de las rocas encajantes. Sus dimensiones medias en planta suele ser de 100 x 500 m, si bien en grandes depósitos son considerablemen-te mayores. Así, Windy Craggy (Columbia Británi-ca, Canadá) tiene unos 200 m de ancho y 1600 m de largo (Peter y Scott, 1999). El yacimiento Kidd Creek (Ontario, Canadá) tiene alrededor de 500 m de ancho y al menos 2000 m de largo por el bu-zamiento (Hannington et al, 1999). El yacimiento Besshi (Shikoku, Japón) posee 3500 m por 1800 m (Slack, 1993), con un espesor medio inferior a los 30 m. En depósitos poco deformados, la ex-tensión vertical de las zonas mineralizadas es del orden de las decenas de metros; solo en unos pocos casos sobrepasa los 250 m. La extensión vertical de la zona de alimentación, por su parte, generalmente no supera los 100 m.

Zonación del depósito. Ver generalidades en este capítulo.

Mineralogía de mena. Principales: pirita, pirroti-ta calcopirita y esfalerita. Subordinados y raros: cobaltita, magnetita, galena, bornita, tetraedrita, freibergita, cubanita, molibdenita, arsenopirita, marcasita, Au nativo y electrum. En el caso de los VMS asociados con rocas ultrabásica serpen-tinizadas, suelen aparecer skutterudita, safflorita, löllingita, millerita, y pentlandita, minerales que no aparecen -o son raros- en la mayoría de los VMS (Auclair et al, 1993; Ahmed et al, 2009; Thal-hammer et al, 1986; Peltonen et al, 2008). Como minerales oxidados pueden aparecer cerusita, smithsonita, anglesita, calcocita, enargita, acan-tita, covelina, oro nativo, electrum (Koski, 2012) y otros.

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, cal-cita, barita, ankerita, siderita, clorita. Subordina-dos y raros: sericita, albita, turmalina, analcima, montmorillonita, fluorita, hialofana, estilpnomela-no, hematites. Anhidrita y yeso pueden aparecer localmente. En depósitos altamente metamorfiza-dos se presentan cloritoides, granates, anfíboles, cordierita, gahnita, estaurolita, cianita y andaluci-ta, con menor rutilo o titanita. En algunos casos puede aparecer grafito y biotita.

Texturas y estructuras. Texturas de masiva a bien estratificadas, con granos de tamaño medio a fino. Gneisítica, entrecruzada, granular, frag-mentaria. Estructuras: ideomórfica, colomórfica, framboidal, botrioidal, de reemplazamiento pseu-domórfico, de entrecrecimiento, recristalización, porfiroblástica, de removilización y penetrativa.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación (cuar-zo, calcedonia, ópalo, sílice amorfa), cloritización, carbonatización, sideritización, ankeritización, se-ricitización.

La zona de alteración alrededor de algunos de-pósitos puede estar poco desarrollada, limitada al volumen cercano a la zona de alimentación. Sin embargo, en la mayoría de los casos se extiende bastante más allá de los límites del depósito. En sentido vertical la zona de alteración suele tener un espesor de hasta 10 veces las del depósito. Estas dimensiones no consideran la extensión de las zonas de alteración estrato-controladas ex-tendidas lateralmente, las cuales pueden superar el kilómetro de distancia al contorno económico del depósito.

Controles de mena. Ver control de la minerali-zación en la parte de generalidades en este ca-pítulo.



Comentario. Los VMS silicoclástico - máficos afec-tados por el metamorfismo regional pasan a ubi-carse dentro de esquistos y gneises. Ellos se diferencian de los depósitos del tipo Broken Hill por la presencia del Cu como componente útil principal. En rocas metamórficas encajantes de la facies anfibolítica, las rocas encajantes inclu-yen granates, biotita, moscovita, cordierita, anto-filita y mármol.


Firma geoquímica. Cu, Zn, Ag, Co ± Au. Rela-ción Co/Ni > 1, aureolas de Mn y enriquecimiento en Mg (Höy, 1995).


Otras guías de exploración. Rocas volcánicas máficas (toleíticas, más raramente alcalinas) aso-ciadas con rocas clásticas. En horizontes exha-lativos metamorfizados se encuentran granates ricos en Mn. Presencia de fallas. Puede haber rocas ultramáficas.


Ley y tonelaje. Los depósitos VMS de los tipos máfico-ultramáficos (Chipre) y máfico - silicoclás-tico (Besshi), presentan un comportamiento simi-lar en lo que a relación ley - tonelaje se refiere. Por esta razón, desde este punto de vista ambos tipos se clasifican como VMS máficos (Mosier et al 2009). Así, los citados autores establecieron, a partir de los datos de 174 depósitos, que para el décimo percentil de los depósitos el tonelaje es de 15,0 millones de toneladas, con 4,1 % de Cu, 2,1 % de Zn, 1,7 g/t de Au y 33 g/t de Ag. Para el 50 percentil, el tonelaje es de 0,74 millones de toneladas de mena, con 1,70 % de Cu, sin con-tenido para los otros metales considerados. Para el 90 percentil las cifras correspondientes son 30 mil toneladas de mena y 0,61 % de Cu.

El tamaño de los depósitos varía desde menos de 20 000 t de mena hasta más de 150 millones de t de mena. Windy Craggy, con más de 290 mi-llones de t de mena, presenta contenidos medios de 1,38 % de Cu, 0,08 % de Co y alrededor de 2 g/t de Au, estando una parte de las exhalatitas que lo recubren enriquecidas con hasta 14,7 g/t de Au (Galley et al, 2007).

Limitaciones económicas. Pueden estar dadas por el pequeño tamaño de los cuerpos minerales o por la baja ley de las menas.

Importancia. Dentro de la familia de los VMS es-tos depósitos son los más cupríferos, pudiendo aportar otros componentes útiles como Au y Co.

Bibliografía

Ahmed, A. H., S. Arai, M. Ikenne, 2009. Mineralo-gy and paragenesis of the Co-Ni arsenide ores of Bou Azzer, Anti-Atlas, Morocco. Economic Geolo-gy, 104: 249–266.

Auclair, M., M. Gauthier, J. Trottier, M. Jébrak, F. Chartrand, 1993. Mineralogy, geochemistry, and paragenesis of the Eastern Metals serpentini-te-associated Ni-Cu-Zn deposit, Quebec Appala-chians. Economic Geology, 88: 123–138.

Galley, A. G., M. D. Hannington, I. R. Jonasson, 2007. Volcanogenic Massive Sulphide Deposits. En Goodfellow, W. D., ed., Mineral deposits of Canada. A synthesis of major deposit-types, dis-trict metallogeny, the evolution of geological pro-vinces, and exploration methods. Geological As-sociation of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication No. 5: 141 - 161.

Hannington, M. D., C. T. Barrie, W. Bleeker, 1999. The giant Kidd Creek volcanogenic massive sul-fide deposit, western Abitibi Subprovince, Cana-da—Summary and synthesis. En Hannington, M. D. and C. T. Barrie, eds., The Giant Kidd Creek volcanogenic massive sulfide deposit, western Abitibi subprovince, Canada. Economic Geology Monograph, 10: 661- 672.

Höy, T., 1995. Besshi Massive Sulphide; En Se-lected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, D. V. Lefebure and G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 49 - 50.



Peltonen, P., A. Kontinen, H. Huhma, U. Kuronen, 2008. Outokumpu revisited -New mineral deposit model for the mantle peridotite-associated Cu-Co-Zn-Ni-Ag-Au sulphide deposits. Ore Geology Reviews, 33: 559–617.

Peter, J. M., S. D. Scott, 1999. Windy Craggy, nor-thwestern British Columbia—The world’s largest Besshi-type deposit. En Barrie, C. T., and M. D. Hannington, eds., Volcanic-associated massive sulfide deposits—Processes and examples in modern and ancient settings. Reviews in Econo-mic Geology, 8: 261–295.

Slack, J. F., 1993. Descriptive and grade-tonnage models for Besshi-type massive sulphide depo-sits. En Kirkham, R. V., W. D. Sinclair, R. I. Thorpe, J. M. Duke eds., Mineral deposit modeling. Geo-logical Association of Canada Special Paper 40: 343 - 371.

Thalhammer, O., E. F. Stumpfl, A. Panayiotou, 1986, Postmagmatic, hydrothermal origin of sul-fide and arsenide mineralizations at Limassol Fo-rest, Cyprus. Mineralium Deposita, 21: 95–105.


VMS Félsico

Identificación

Sinónimos. Tipo Kuroko, Tipo Noranda, Tipo Bai-mak, Sulfuro masivo volcanogénico polimetálico, Bimodal félsico en arco epicontinental, Bimodal félsico en arco oceánico, bimodal félsico híbri-do (para el primer subtipo), Félsico medio, Sili-coclástico félsico en arco epicontinental maduro (para el segundo subtipo).

Subtipos de depósitos. Bimodal félsico; Silico-clástico félsico.

Productos. Cu, Zn ± Pb

Subproductos. Au, Ag ± Cd

Tipos de depósitos asociados. Mn volcanogé-nico tipo Cubano, Au - Ag epitermal de alta sulfu-ración.

Ejemplos mundiales. Hanaoka (Distrito Hoku-roku, Japón); Eskay Creek, Brunswick No. 12 (Canadá); Rosebery (Australia); Tambo Grande (Perú); Arctic, Delta, Bonnifield y Jerome (USA), Rio Tinto (España), Stekenjokk (Suecia). Algunos autores, entre ellos Laznicka (2010), consideran a Pueblo Viejo (República Dominicana) como re-presentativo de una variante híbrida VMS félsico - epitermal de alta sulfuración.

Ejemplos cubanos. Infierno (Granma)


Ambiente geodinámico. Los VMS se forman en ambientes geodinámicos extensionales marinos, en relación espacial, temporal y genética con el volcanismo, el magmatismo, la sismicidad y los surgideros hidrotermales de alta temperatura. Los VMS félsicos se presentan en los arcos mag-máticos submarinos y cuencas de trasarco aso-ciadas, evolucionados sobre un basamento de corteza continental adelgazada, una corteza de arco volcánico preexistente o sobre corteza con-tinental. En el último de los casos mencionados, los depósitos aparecen dentro de cuencas de tra-sarco asociadas a arcos volcánicos cordilleranos. En los arcos volcánicos de márgenes continen-tales activos y cuencas de trasarco asociadas, la abundancia de rocas félsicas puede reflejar tan-to un alto grado de diferenciación magmática de los magmas entrampados dentro de una corteza continental engrosada como la fusión parcial di-recta de la corteza continental.

Ambiente deposicional. Las secuencias volcá-nicas se caracterizan por la presencia de rocas félsicas, caracterizadas por una composición quí-mica compleja, derivadas tanto de magmas de arco como de trasarco, con un rango composicio-nal que va desde basaltos similares a los de tipo MORB a las andesitas, dacitas y riolitas calcoal-calinas y shoshoníticas, con contenidos medios y altos de K (Barrett y MacLean, 1999), Adicio-nalmente, puede haber una considerable super-posición de fuentes magmáticas, lo que a su vez puede traducirse en la ocurrencia de una activi-dad ígnea de tipo arco dentro de la cuenca de tra-sarco. Debido a su proximidad a los continentes, pueden estar presentes significativas cantidades de sedimentos silicoclásticos, especialmente en el caso de las cuencas de trasarco cordillerano.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas volcáni-cas submarinas. Basaltos toleíticos, calcoalcalinos y alcalinos, andesitas, dacitas y riolitas, de calcoal-calinas a muy alcalinas. Las rocas intrusivas fél-sicas van de cuarzo - dioritas a granodioritas. Las rocas volcanógeno - sedimentarias incluyen flujos detríticos y secuencias piroclásticas (pómez, to-bas y brechas). En el caso de las rocas sedimen-tarias, particularmente en aquellas secuencias donde son mayoritarias, pueden distinguirse dos facies:

1. Facies silicoclástica: compuesta por grauva-cas, areniscas, limolitas, litofangos y, localmen-te, por formaciones de Fe o de arcillas ricas en Fe y Mn.

2. Facies pelítica: integrada por litofangos, lito-fangos y lutitas carbonosas, limolitas, margas y carbonatos (bioclásticos y químicos).

Edad de la mineralización. Los VMS del tipo si-licoclástico - félsico son, en lo fundamental, me-sozoicos. Los bimodales félsicos, por su parte, se distribuyen de modo más o menos similar por todas las épocas metalogénicas de formación de VMS, aunque son menos frecuentes en las pre-cámbricas.

Forma del depósito. Regularmente los depósi-tos VMS tienen entre 100 m y 500 m de largo. Sin embargo, los gigantes llegan a ocupar hasta varios kilómetros cuadrados de área. Los cuer-pos minerales de sulfuros masivos normalmen-te son concordantes con la estratificación de las rocas encajantes y están subyacidos por zonas mineralizadas cortantes, con mineralización de stockwork e intensa alteración de las rocas en-cajantes. Por encima de los sulfuros masivos

concordantes y hacia sus lados suele aparecer una capa de exhalatitas. Estos cuerpos pueden también observarse en varios niveles, interconec-tados por la zona de alimentación, generalmente cuprífera.

En ocasiones se presentan cuerpos de sulfuros masivos de forma aproximadamente equidimen-sional, como sucede en el caso de Bad Mountain (Maine, USA), que ocupa un área de 370 m x 275 m, con un espesor de 215 m (Slack et al, 2003). Así mismo, los cuerpos minerales pueden adop-tar forma tubular, siendo su longitud por la vertical mayor que su diámetro.

Zonación del depósito. Los procesos de zona-ción mineralógica y química se presentan bien desarrollados en este tipo de depósitos, tanto en los cuerpos estratiformes como en la zona de ali-mentación, lo cual se refleja tanto en la composi-ción de la mena como de la ganga.

Mineralogía de mena. Principales: pirita, calco-pirita, magnetita, esfalerita. Subordinados y raros: marcasita, galena, pirrotita, cubanita, hematites, freibergita, arsenopirita, barita, Au nativo, cala-verita, electrum, tennantita, enargita, hessita, tetradimita, wurtzita, realgar, estibina. Además, pueden aparecer casiterita y estannita. Minerales oxidados: malaquita, azurita, calcocita, covelina, cobre nativo, cerusita, smithsonita, anglesita, enargita, acantita y otros (Koski, 2012).

Mineralogía de ganga. Cuarzo, talco, mica, clo-rita, plagioclasa, calcita, epidota, turmalina, an-alcima, montmorillonita, stilpnomelano, ankerita, siderita, albita, fluorita, celsian, hialofana, peder-nal, anhidrita, yeso.

La barita es relativamente común en los VMS fanerozoicos del tipo félsico y junto con silicita, yeso, anhidrita y carbonatos, suelen aparecer ha-cia la parte superior del depósito, mientras cuar-zo, carbonatos, clorita y sericita suelen ser más abundantes hacia su base y en los alrededores de la zona de alimentación (Höy, 1995).

Texturas y estructuras. Texturas: masiva, bre-chada, bandeada, diseminada, de stockwork, es-tratificada (con granos de tamaño medio a fino). Estructuras: ideomórfica, colomórfica, framboidal, botrioidal, de reemplazamiento pseudomórfico, de crecimiento zonal, de entrecrecimiento, recris-talización, porfiroblástica, de removilización y pe-netrativa.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, clori-tización (rica en Mg y rica en Fe), sericitización, fenginitización, epidotización, carbonatización. En la zona de alimentación, las alteraciones proxi-males dominantes son (Höy, 1995) silicificación, sericitización o cloritización, mientras que en las distales son argilitización, albitización y carbona-tización (sideritización y/o ankeritización).

Algunos VMS formados en ambientes de aguas someras y más ricos en Au, muestran, a se-mejanza de los epitermales de alta sulfuración, caolinitización, alteración argílica avanzada o feldespatización (Hannington et al, 1999). Capas delgadas de pedernales, jaspes y sedimentos ri-cos en Fe - Mn suelen presentarse en asociación lateral con los depósitos VMS, que pueden estar en el mismo horizonte estratigráfico o ligeramen-te más arriba o abajo. En algunos casos, delga-das formaciones ferrosas, con menos de 2 m de espesor, forman un horizonte guía extendido lateralmente. Las alteraciones relacionadas con VMS pueden distinguirse de las causadas por el metamorfismo de la facies esquistos verdes por la presencia de abundante clorita rica en Fe (chamosita), ferroactinolita y clinozoisita de grano grueso en las rocas volcánicas hidrotermalmente alteradas (Hannington et al, 2003).

Controles de mena. Muchos VMS ocurren en distritos minerales de hasta 40 km de diámetro, con alrededor de una docena de depósitos cer-canos entre sí, controlados por la presencia de fallas extensionales, intersecciones de fallas y estructuras volcano-tectónicas relacionadas con volcanismo félsico. También existe un control lito-lógico, generalmente dado por el contacto entre horizontes máficos y félsicos.



Firma geoquímica. Zn, Hg y Mn. Cu, Ag, As, Pb se incrementan en las proximidades del depósito. Muy cerca y dentro de él aparecen Cu, Zn, Pb, Ba, As, Ag, Au, Bi, Ga, Ge, Se, Mo, Cd, In, Sn, Sb, W. Otros indicadores geoquímicos son el dé-ficit de Ca y Na en las secuencia infrayacente, el incremento en los valores de K, Tl, Sb, B, Ba/Sr, б34S y un aumento del contenido de Mn en los carbonatos con la cercanía al depósito (Höy, 1995; Slack, 2012).



Otras guías de exploración. Rocas máficas y sedimentarias clásticas subyacidas por volcani-tas y cuerpos ígneos félsicos, presencia de fallas e intersecciones de fallas, ocres y exhalatitas. Contacto entre volcanitas félsicas y máficas o en-tre volcanitas y sedimentos silicoclásticos finos carbonosos (lutitas, litofangos o pizarras). Apari-ción de horizontes regionales piritizados. Existen-cia de calderas y otras estructuras sinvolcánicas relacionadas con volcanismo félsico. Otra guía de exploración, en terrenos metamórficos, es la abundancia de clorita.


Ley y tonelaje. Para los VMS félsicos, Mosier et al (2009) determinaron, a partir de los datos de 421 depósitos de todo el mundo, que para dé-cimo percentil de los depósitos el tonelaje es de 36,0 millones de t de mena, con 3,2 % de Cu, 10,0 % de Zn, 3,2 % de Pb, 2,6 g/t de Au y 140 g/t de Ag. Para el 50 percentil, el tonelaje es de 3,0 millones de t de mena, con 1,20 % de Cu, 3,20 % de Zn, 0,42 % de Pb, 0,40 g/t de Au y 25 g/t de Ag. Para el 90 percentil las cifras correspondien-tes son 150 mil t de mena y 0,30 % de Cu, sin contenidos para Pb, Au y Ag. Los depósitos del Distrito Mineral Hokuroku (Japón), por su parte, promedian 3 % de Zn, 1,5 % de Cu y 1 % de Pb (Laznicka, 2010).



Bibliografía

Barrett, T.J., W. H. MacLean, 1999. Volcanic se-quences, lithogeochemistry, and hydrothermal alteration in some bimodal volcanic-associated massive sulfide deposits. En Barrie, C. T. y M. D. Hannington, eds. Volcanic-associated massive sulfide deposits—Processes and examples in modern and ancient settings. Reviews in Econo-mic Geology, 8: 101–131.

Hannington, M. D., C. T. Barrie, W. Bleeker, 1999. Preface and introduction. En Hannington, M. D., C. T. Barrie, eds., The giant Kidd Creek volca-nogenic massive sulfide deposit, western Abitibi Subprovince, Canada. Economic Geology Mono-graph, 10: 1-30.

Hannington, M. D., F. Santaguida, I. M. Kjarsgaard, L. M. Cathles, 2003. Regional-scale hydrothermal alteration in the central Blake River Group, wes-

tern Abitibi subprovince, Canada—Implications for VMS prospectivity. Mineralium Deposita, 38: 392–422.

Höy, T., 1995. Noranda/Kuroko Massive Sulphide Cu-Pb-Zn. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V., G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 53-54.


Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010. 961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1.DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.


Slack, J. F., M. P. Foose, M. J. K. Flohr, M. V. Scully, H. E. Belkin, 2003. Exhalative and subseafloor re-placement processes in the formation of the Bald Mountain massive sulfide deposit, northern Mai-ne. En Goodfellow, W. D., S. R. McCutcheon, J. M. Peter eds., Volcanogenic mas¬sive sulfide depo-sits of the Bathurst district, New Bruns¬wick, and northern Maine. Economic Geology Monograph 11: 513–548.

Slack, J. F., 2012. Exploration-resource assess-ment guides in volcanogenic massive sulfide oc-currence model. U.S. Geological Survey Scientific Investigations Report 2010–5070 –C: 308 - 318.

Familia de los Depósitos Porfíricos

Los depósitos porfíricos se caracterizan, ante to-do, por ser depósitos minerales de baja ley y gran tonelaje. Su denominación refleja el hecho de que en ellos es común la textura porfírica, identificable por la presencia de fenocristales de feldespato dentro de una masa cristalina de grano fino, indi-cadora de que los cuerpos intrusivos hospederos de la mineralización se enfriaron y cristalizaron a profundidades someras dentro de la corteza te-rrestre.

Los depósitos de esta familia son el resultado de la interacción compleja entre un conjunto de pro-cesos geológicos, principalmente magmáticos y tectónicos, que tienen lugar a escala regional y local, de modo que los rasgos individuales de un depósito dado (tamaño, morfología, ley de mena, intensidad y grado de superposición de las altera-ciones, composición mineralógica) pueden variar dentro de un rango bastante amplio. Aunque es-to dificulta ofrecer una definición concisa de esta clase de depósito, es posible establecer un con-junto de características básicas comunes a todos ellos. De este modo, los depósitos porfíricos po-drían definirse del siguiente modo.

Se consideran depósitos porfíricos todos aque-llos que:

• Presentan una textura porfídica y equigranu-lar, así como localmente brechosa.

• Se forman a temperaturas altas, por encima de los 250 0C - 300 0C y están genéticamen-te asociados con sus rocas ígneas hospederas, emplazadas a profundidades someras dentro de la corteza terrestre (hasta 8 km - 9 km de profundidad), las que son de composición pre-dominantemente félsica y media.

• Donde los sulfuros portadores de Cu y/o Mo se encuentran localizados en una red de veti-llas en stockwork, controlada por fracturas, y en granos diseminados en la matriz rocosa altera-da adyacente.

• La mineralización menífera y las alteraciones hidrotermales se relacionan genéticamente con reservorios magmáticos.

• Los cuerpos de rocas intrusivas hospederas de la mineralización son emplazados inmedia-tamente antes de que se forme el depósito mi-

neral, teniendo por lo general forma de stocks cilíndricos verticales y/o complejos de diques.

• La zonación de las alteraciones hidroterma-les está bien definida, consistente en una zona central de alteración potásica, rodeada por una zona de alteración sericítica y por otra, más ex-terior, de alteración propilítica.

• El Cu es introducido y precipitado durante el desarrollo de la alteración sericítica y argílica, usualmente yuxtapuesta sobre la potásica.

Los depósitos porfíricos han sido clasificados de diversas maneras. Una de estas clasificaciones tiene como base los componentes útiles metá-licos presentes y sus proporciones mutuas. Así, han sido clasificados en (Cox y Singer, 1988):

Depósitos porfíricos de Cu - MoDepósitos porfíricos de Cu - Au - MoDepósitos porfíricos de Cu - Au

Más recientemente, Singer et al (2008) presenta-ron una versión modificada y actualizada de esta clasificación, agrupando los depósitos porfíricos en tres subtipos, atendiendo al comportamiento diferenciado de sus modelos de ley - tonelaje.

Porfíricos de CuPorfíricos de Cu - MoPorfíricos de Cu - Au

Esta clasificación en subtipos resulta válida des-de el punto de vista del comportamiento de la mo-delación de ley - tonelaje, la cual demuestra el comportamiento diferenciado de estos tres subti-pos desde este punto de vista. Otros hechos no-tados por Singer et al. (2008) son.

• Los depósitos de Cu porfírico de cada subtipo suelen encontrarse con más frecuencia cerca de otros del mismo subtipo que de depósitos porfíri-cos pertenecientes a los otros dos subtipos.

• Es más común la asociación de depósitos epi-termales de alta sulfuración con los de Cu - Au porfírico que con los de Cu - Mo porfírico.

• Los depósitos de Cu porfírico ricos en Au sue-len estar emplazados a profundidades más so-meras que los ricos en Mo.

• Los depósitos del tipo epitermal de sulfura-ción intermedia se asocian con mayor frecuen-cia con los depósitos del subtipo Cu porfírico.


• La presencia de depósitos de reemplazamien-to polimetálico (manto) se reporta más frecuen-temente en los alrededores de depósitos de Cu - Au porfírico, mientras que los de skarn de Zn - Pb, por el contrario, resultan hallados con más frecuencia cerca de los porfíricos de Cu - Mo.

Esta clasificación, basada en los componentes útiles presentes en la mena, sin embargo, es ar-bitraria desde el punto de vista geológico, pues hay poca relación entre el contenido de metales y los rasgos geológicos de los distintos depósitos, con excepción de los depósitos porfíricos donde el Mo es el único componente útil principal recu-perado, para los cuales la literatura especializada reconoce dos modelos independientes. En este sentido, Singer et al. (2008) probaron que no hay relación clara alguna entre litología hospedera y subtipo de depósito de Cu porfírico presente, lo cual apoya el punto de vista de los autores del presente trabajo acerca de la insuficiente dife-renciación geológica existente entre las tres va-riedades de depósitos arriba mencionadas para justificar su separación en modelos descriptivo - genéticos independientes. Solo en el caso de los depósitos de Cu - Au porfírico hospedados en ro-cas alcalinas, es posible distinguir diferencias en varios aspectos, razón por la cual distinguimos a este subconjunto de depósitos como un subtipo dentro del modelo general de depósitos de Cu - Mo ± Au porfírico, presentado en las páginas si-guientes.

Otra clasificación de los depósitos de Cu - Mo ± Au porfírico es la realizada por Panteleyev (1995) de acuerdo con su morfología y ubicación en el corte geológico.

Tipo volcánico. Son aquellos asociados con intrusivos polifásicos ubicados en ambientes subvolcánicos, representados por stocks de pe-queñas dimensiones, sills, diques y diversos tipos de brechas intrusivas. La mineralización, acumu-lada a profundidades de hasta 1 km, se asocia básicamente con brechas o con el reemplaza-miento preferencial, litológicamente controlado, de rocas hospederas con alta permeabilidad pri-maria. La alteración propilítica está ampliamente desarrollada y generalmente flanquea a la zona de alteración potásica, ubicada centralmente, es-tando esta última bien mineralizada.

Tipo clásico. Como su nombre indica, agrupa al tipo clásico de depósitos porfíricos descritos en la literatura. Son los relacionados con stocks poseedores de múltiples apófisis a profundida-

des someras, de 1 km a 3 km de profundidad, o con intrusivos porfíricos cilíndricos equivalentes. Presentan numerosos diques y brechas premi-nerales, sinminerales y postminerales, los cua-les modifican la geometría del cuerpo ígneo. Los cuerpos minerales se presentan a lo largo de los márgenes de los cuerpos intrusivos, con forma anular, de casquillo cilíndrico - cónico o de copa invertida. La zonación lateral de alteraciones hi-drotermales y de la mineralización sulfurosa es la clásicamente descrita para estos depósitos.

Tipo plutónico. Son los formados a mayores profundidades (de 3 km a 9 km), hospedados dentro de grandes intrusivos y batolitos, particu-larmente en sus domos y apófisis superiores y en sus partes magmáticamente más evolucionadas. Los cuerpos intrusivos pueden ser polifásicos y mostrar contactos internos, resultantes del proce-so de diferenciación magmática, los que pueden ser desde gradacionales hasta agudos. Nidos de diques locales, muchas veces acompañados de zonas de brechas y zonas de fallas son, en es-te caso, sitios habituales de mineralización. Los cuerpos minerales se extienden alrededor de zo-nas silicificadas, en forma de stockwork difusos de vetas portadoras de sulfuros en rocas intensa-mente fracturadas y de mineralización sulfurosa diseminada.

En el caso de esta clasificación, es de notar que son numerosos los depósitos con características intermedias entre los distintos tipos de depósitos presentados por este autor, razón por la cual to-dos pueden ser descritos dentro de un único mo-delo básico de depósito porfírico de Cu - Mo ± Au, hospedado en rocas calcoalcalinas félsicas y medias. Adicionalmente, como ya se indicó, sobre la base de la composición de las rocas hospede-ras, de las diferencias en el patrón de alteracio-nes hidrotermales y de su mineralogía, es posible distinguir un submodelo: el de los depósitos porfí-ricos de Cu - Au alcalino. Como su nombre indica, sus rocas intrusivas hospederas, a diferencia del modelo básico, suelen ser de composición alca-lina.

Existe un grupo de depósitos ricos en Au, pero sin contenidos industriales de Cu ni Mo, en los que la mineralización presenta un estilo similar al porfírico. Tal como lo discute Laznicka (2010), el término “Au porfírico” es frecuentemente utiliza-do de manera informal, particularmente en infor-mes de compañías exploradoras, para referirse a depósitos con mineralización aurífera disemina-da o en stockwork, usualmente acompañada por pirita, arsenopirita y otros sulfuros, hospedada

en intrusivos granitoides o en estrecha relación genética con ellos, a semejanza de lo que ocu-rre con los depósitos porfíricos. Diversos autores han descrito estos depósitos de Au considerán-dolos depósitos epitermales, un caso extremo de los Cu - Au porfíricos, pertenecientes a los de-pósitos auríferos relacionados con intrusivos oxi-dizados o como depósitos sinorogénicos. Estas diferentes asignaciones a modelos tienen como base objetiva la presencia de rasgos propios de diferentes modelos, como la temperatura de for-mación de la mineralización, inferior a los 300 0C (propia de los depósitos epitermales), asociación espacial y genética estrecha con intrusivos grani-toides (depósitos auríferos relacionados con in-trusivos oxidizados) y edad de la mineralización más joven que las rocas intrusivas hospederas, contemporánea con las vetas auríferas sinorogé-nicas presentes en secuencias metamorfizadas de la región (depósitos auríferos sinorogénicos).

Lo anterior es un buen ejemplo de que, aunque las diversas clasificaciones de depósitos minera-les desarrolladas a lo largo de la historia de la Geología han intentado encasillar todos los de-pósitos en una u otra clase, categoría o tipo, la diversidad y complejidad de los procesos geoló-gicos que dan lugar a la formación de los depósi-tos minerales hacen que en la naturaleza siempre aparezcan depósitos con características híbridas, que se resisten a ser encuadrados dentro de una u otra clase en uno u otro sistema de clasifica-ción, cayendo en “tierra de nadie”. En tales casos, lo más sabio es reconocer el hecho y no intentar colocarlos dentro de tal o mas cual modelo.

Para los depósitos de molibdeno porfírico, se re-conoce la existencia de dos modelos.

• Mo porfírico relacionado con arcos

• Mo porfírico tipo Climax

A pesar de ser ambos portadores del mismo componente útil, entre ellos existen suficientes diferencias como para definirlos como dos tipos independientes de depósitos de Mo porfírico. Así, mientras el primero se presenta fundamentalmen-te dentro de arcos magmáticos cordilleranos, re-lacionados con procesos de colisión (subducción y acreción) arco volcánico – continente, el segun-do se relaciona con ambientes tectónicos exten-sionales de post-subducción, formados después del máximo de actividad de un ciclo magmático, y con zonas de rift desarrolladas dentro de áreas de corteza continental cratónica.

Bibliografía

Cox, D. P., D. A. Singer, 1988. Distribution of Gold in Porphyry Copper Deposits. U.S. Geological Survey Open File Report 88-46, 23 págs.

Panteleyev, A., 1995. Porphyry Cu-Au. Alkalic. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profi-les, Volume 1, Lefebure, D. V., G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 83-86.

Singer, D. A., V. I. Berger, B. C. Moring, 2008. Por-phyry copper deposits of the world. Database and grade and tonnage models. U.S. Geological Survey Open-File Report 2008–1155, 45 p. pubs.usgs.gov/of/2008/1155/of2008-1155.pdf


Cu - Mo ± Au Porfírico

Identificación

Sinónimos. Cu porfírico, Cu - Mo porfírico, Cu - Au porfírico, Cu ± Mo ± Au (o de Cu, Cu - Mo; Cu - Au) porfírico calcoalcalino, Cu - Au porfírico alcalino, Cu - Au porfírico en diorita. Cu porfírico en diorita. En literatura antigua (anterior a 1930) “Depósitos de Cu diseminado” y “Cu supergénico”. El término “Cu porfírico” probablemente fue usado por prime-ra vez en un artículo publicado en el año 1918 por Emmons (Titley, 1997).

Subtipos de depósitos. Cu - Au porfírico alca-lino.

Productos. Cu

Subproductos. Mo, Au. En ocasiones Ag, Re, Te, EGP, As, Zn.

Tipos de depósitos asociados. Skarn (de Fe, de Fe-Cu, de Cu, de Au y de Pb - Zn). Manto po-limetálico. Ag - Au epitermal de sulfuración inter-media. Au - Ag tipo Carlin. Au - Ag epitermal (de alta y baja sulfuración). Los depósitos porfíricos ricos en Au se asocian frecuentemente con place-res de Au y depósitos epitermales, especialmente con los de baja sulfuración, pudiendo asociarse además con los de Óxido de Fe - Cu - Au (IOCG, por sus siglas en inglés).

Ejemplos mundiales.

El Teniente, La Escondida, El Salvador (Chile), Bajo de la Alumbrera (Argentina), Grasberg, Ba-tu Hijau (Indonesia), Butte, Bingham Canyon (USA.), Mt Polley, Valley Copper (Canadá), Oyu Tolgoi (China), Lepanto y Far South East (Fili-pinas). Subtipo alcalino: Ok Tedi (Papúa Nueva Guinea), Galore Creek (British Columbia, Cana-dá), Cadia (Australia).

Ejemplos cubanos. Arimao (Cienfuegos), Maca-gua (Villa Clara), Guáimaro (Camagüey)


Ambiente geodinámico. La gran mayoría de los depósitos se presenta en arcos volcánicos cordi-lleranos e insulares, aunque hay depósitos rela-cionados con eventos de convergencia de placas (acreción) y en ambientes extensionales, como los de trasarco. En general se asocian con el desarro-llo de magmatismo somero en zonas de corteza engrosada, con presencia de tectónica compresiva

o transpresional. Dentro de los arcos volcánicos in-sulares, están mejor desarrollados en los semima-duros y maduros. El subtipo alcalino se presenta en arcos volcánicos insulares, asociado con intru-sivos alcalinos, incluyendo rocas volcánicas ricas en K y shoshoníticas coetáneas. Estos depósitos corresponden a sistemas magmático-hidroterma-les potásicos altamente evolucionados en arcos volcánicos o con corteza continental madura con terrenos de arcos volcánicos acrecionados.

Ambiente deposicional. Los depósitos se loca-lizan en los niveles superiores de complejos in-trusivos oxidizados (altos valores de la relación Fe2O3/FeO en roca total), con magnetita y titanita, que comúnmente incluyen stocks, diques o bre-chas magmáticas. Muchos de ellos se relacionan con ramilletes de diques y apófisis de batolitos. Los stocks y diques relacionados usualmente cortan la secuencia volcánica suprayacente, nor-malmente coetánea y cogenética con ellos. La mayoría de los depósitos se relaciona genética-mente con magmas medios y félsicos calcoalcali-nos, a veces shoshoníticos o alcalinos, ubicados encima de zonas activas de subducción. Los complejos intrusivos someros antes menciona-dos suelen estar formados por múltiples intrusio-nes de variada composición, con altas relaciones K/Rb y Rb/Sr (John et al, 2010). La mineralización porfídica suele formarse hacia el final de la evolu-ción de los sistemas intrusivos, y las rocas volcá-nicas encajantes mineralizadas pueden ser más antiguas que los cuerpos ígneos y la mineraliza-ción. También es común la relación entre la pre-sencia de mineralización y la de rocas intrusivas petroquímicamente clasificadas como “adakitas”. Regularmente los depósitos ocurren en la parte superior, más joven y evolucionada, de los com-plejos intrusivos polifásicos.

Rocas hospederas y asociadas. Principalmente en rocas ígneas medias y félsicas calcoalcalinas. Más del 20 % de los depósitos se hospedan o es-tán espacialmente asociados con las siguientes litologías: cuarzo-monzonita, diorita, granodiori-ta, dacita, andesita, andesita porfírica y cuarzo - diorita, en tanto entre el 10 % y el 20 % de los depósitos se relacionan con monzonita, granito, pórfido cuarcífero y tonalita (Singer et al, 2008). Otras litologías hospederas y asociadas menos frecuentes son: pórfido cuarzo-feldespático, rioli-ta, sienogranito, lamprófido, monzodiorita, rioda-cita y diabasa. Cerca del 20 % de los depósitos presenta zonas asociadas de skarn y cerca de un 15 % se asocia con corneanas. Por su par-te, las brechas están presentes en el 53 % de los depósitos (Singer et al, 2008). Los depósitos

hospedados en intrusivos calcoalcalinos de alto potasio y alcalinos tienden a ser ricos en Au. De acuerdo con Richards (2003) en arcos volcáni-cos insulares, donde la corteza es relativamente más delgada, las rocas hospederas tienden a ser más máficas, con predominio de las dioríticas, mientras que en ambientes de trasarco, las rocas hospederas tienden a ser más alcalinas (shosho-níticas).

Los depósitos del subtipo alcalino se relacionan con intrusivos someros (principalmente stocks y complejos de diques) de grano fino a grueso, de equigranulares a porfiríticos, los que localmente pueden ser pegmatíticos. Estos intrusivos sue-len ser polifásicos y su composición abarca ro-cas alcalinas insaturadas y saturadas en sílice, desde gabros alcalinos hasta sienitas y nefelinas (más comúnmente seudoleucitas en este último caso), incluyendo dioritas, monzonitas y sienitas. Las rocas volcánicas coetáneas presentes son representadas por variedades alcalinas de rocas básicas a medias, que incluyen la serie basáltica de alto K y la shoshonítica y, raramente, fonolitas (Panteleyev, 1995).

Edad de la mineralización. Aunque los depósi-tos de este tipo se han formado desde el Arquea-no hasta el Cuaternario, la distribución temporal actualmente observada refleja básicamente su grado de preservación. Esto se debe a que los depósitos se forman generalmente en la parte superior de la corteza terrestre, a profundidades ente 1 km y 9 km, dentro de regiones convergen-tes tectónicamente activas y elevadas, general-mente sometidas a altos ritmos de levantamiento. Bajo esas condiciones, la mayoría de los depó-sitos son exhumados y erosionados. Como con-secuencia, alrededor del 90 % de los depósitos tienen edades inferiores a 340 millones de años (Singer et al, 2008). De ahí que la mayoría de ellos sean del Cenozoico o del Mesozoico.

Forma del depósito. La forma de los cuerpos de mena primaria (hipogénica) depende, entre otros factores, del número de intrusiones mineraliza-das y sus posiciones relativas, su secuencia de emplazamiento, de la posición relativa y secuen-cia de emplazamiento de los intrusivos estériles, del estilo estructural prevaleciente en el depósi-to, así como de los tipos y la orientación espacial de las estructuras mineralizadas (Seedorff et al, 2005; Proffett, 2009). La mineralización consiste en vetas de cuarzo y un stockwork de vetillas por-tadoras de sulfuros, acompañado por una disemi-nación subordinada de estos últimos.

Los depósitos no deformados son por lo general circulares o elípticos en el plano horizontal, con dimensiones verticales similares a las horizon-tales, estando comúnmente centrados en stocks porfíricos cilíndricos o en las cúpulas de grandes intrusivos subyacentes. La forma del cuerpo mi-neral suele ser la de un casquillo con la parte redondeada hacia arriba, o la de una copa inver-tida, rodeando un núcleo central estéril. También pueden tener la forma de domos o de copas in-vertidas múltiples, o formas elípticas verticalmen-te elongadas. Un rasgo general es que ellos se vinculan con la parte exterior de la zona de al-teración potásica y la interior de la de alteración sericítica, para alcanzar su mayor desarrollo allí donde la segunda aparece yuxtapuesta sobre la primera. De este modo, la forma y distribución de estas zonas de alteración influyen en la forma del cuerpo mineral.

En medioambientes someros, los intrusivos porfí-ricos tienden a ser tubulares elípticos, ubicándose en zonas de focalización de los fluidos hidroter-males de menos de 1 km de ancho y alargado por el rumbo. La extensión vertical de las alteracio-nes hidrotermales en este medioambiente tiende a ser pequeña, de 1 km a 3 km, y hacia arriba pasan a ser alteraciones epitermales, adoptando la zonación correspondiente. En el caso de de-pósitos formados a mayor profundad, las zonas de alteración tienden a mostrar el contorno de una copa invertida, con 1 km a 4 km de diámetro, siendo común que la alteración sericítica se ex-tienda, a modo de brazos levantados a través de la alteración potásica, hasta más de 2 km por en-cima de la mencionada zona de alteración. En los casos en que ocurren fallas sincrónicas con el de-sarrollo de la alteración sericítica, esta alteración, y las vetas a ella asociadas, pueden extenderse hacia arriba por más de 3 km y lateralmente por más de 5 km.

Las brechas tienen una composición muy varia-da, tanto en lo que respecta a la matriz como a los fragmentos, variando las dimensiones y la geometría de las zonas de brecha dentro de un amplio rango.

Las menas supergénicas se dividen en oxidadas y de enriquecimiento secundario. Las oxidadas suelen tener menos de 200 m de espesor, aunque pueden alcanzar los 300 m. Las menas de enri-quecimiento secundario alcanzan normalmente entre decenas de metros y 300 metros de es-pesor, aunque llegan a tener, en algunos casos, hasta 750 m de espesor.


De acuerdo con Singer et al (2008) el área me-nífera media de un depósito es de 0,6 km2 y puede variar entre 0,02 km2 y 28 km2. En el ca-so de las alteraciones hidrotermales, su área media es de 5,1 km2, la que puede oscilar entre 0,24 km2 y 82 km2. En cuanto a las dimensio-nes verticales de un depósito, el mismo puede alcanzar hasta 1 km -1,5 km. Como la roca hos-pedera mineralizada puede extenderse hasta varios km de profundidad, el límite inferior de la mena dependerá de la ley de Cu, los costos de minado y del diseño de la mina.

Zonación del depósito. Teniendo en cuanta la naturaleza vetítico - diseminada de la mineraliza-ción y su baja ley, la zonación de los depósitos está dada más por la de sus alteraciones hidro-termales que por la de los minerales de mena. En consecuencia, esta zonación se describe en de-talle en el acápite de alteraciones hidrotermales. En cuanto a la mineralización útil, se tiene que el cuerpo mineral contiene un núcleo de baja ley, donde predomina la pirita, usualmente asociada con la zona central de la alteración feldespática, la cual pasa gradualmente hacia la zona menífe-ra, con mayor abundancia de calcopirita y molib-denita, la que se ubica en la parte exterior de la zona potásica y en la interior de la zona sericíti-ca, para dar paso, más hacia afuera, a una zona pirítica muy pobre en minerales de Cu y Mo. En el caso de los depósitos alcalinos, la mena suele aparecer más asociada con la zona de feldespa-tización. Otros rasgos de la zonación de los depó-sitos porfíricos a destacar son:

Las vetillas y fracturas laminadas –espaciadas a escala centimétrica o decimétrica– son ca-racterísticas de la zona de alteración potásica de alta temperatura, pero pueden extenderse al medioambiente de alteración argílica avanzada, cercano a la superficie. Las vetas en la zona de sericitización tienden a ser anchas, continuas y más ampliamente espaciadas, con un rumbo y bu-zamiento más variable que el de las vetillas lami-nadas en las zonas de alteración más tempranas y de más alta temperatura. En algunos depósitos, tales vetas se ubican en sistemas de fallas conju-gadas, con pequeños desplazamientos normales y por el rumbo (desde unos metros a decenas de metros), centrados en el sistema hidrotermal por-fírico, aunque pueden extenderse lateralmente.

La presencia de rocas sedimentarias en la se-cuencia encajantes del intrusivo mineralizado puede influir en la forma y la ley de los cuerpos minerales, así como introducir cambios en su pa-trón de alteraciones hidrotermales, incorporan-

do la sódico-cálcica (albítica) y la propilítica, por ejemplo.

Los depósitos también pueden presentar zona-ción vertical en los minerales de ganga. Así, en las partes más profundas, predominan el cuarzo, el feldespato y la mica, acompañados por pirita. En las partes cercanas a la superficie pueden, en cambio, aparecer grandes proporciones de cuarzo de grano fino, arcillas, óxidos y sulfatos. El intemperismo de ambas partes de los depó-sitos genera un incremento de los minerales alu-mino-silicatados y la aparición de los sulfatos supergénicos, así como de los óxidos de Fe.

Seedorff y otros (2005) distinguen tres tipos de depósitos, de acuerdo con la distribución espa-cial de las alteraciones potásica y sericítica. En el tipo 1, la alteración sericítica se desarrolla por encima de la potásica, formando el fondo de la copa invertida. Dentro de este tipo se distinguen dos subtipos: el primero presenta la morfología descrita; en el segundo, la cúspide de la zona se-ricítica se propaga hacia arriba hasta alcanzar la superficie. El tipo 2 presenta una zona de altera-ción potásica masiva, mucho más ancha que la zona de alteración sericítica, la cual se desarro-lla en su interior, extendiéndose hacia arriba más allá de sus límites. El tipo 3 corresponde a de-pósitos desarrollados en apófisis enraizadas en batolitos. Ellos presentan una ancha zona de al-teración potásica, el cual se desarrolla hacia arri-ba, semejando una gruesa columna, dentro de la cual se desarrolla la zona de alteración sericítica. La zona de alteración potásica, a su vez, se apo-ya en la zona de alteración albítica, ubicada en la base del sistema porfírico.

En los depósitos porfíricos aflorantes o subaflo-rantes, lo que aparece en superficie es una ca-pa lixiviada estéril, localizándose la mayor parte de las menas oxidadas de Cu por debajo de ella e inmediatamente por encima de la zona ocupa-da por las menas de enriquecimiento secundario. Las menas oxidadas desarrolladas sobre menas primarias o rocas mineralizadas con bajo conteni-do de pirita tienden a ser relativamente uniformes en sentido vertical. Sin embargo, cuando las me-nas de enriquecimiento secundario o rocas mine-ralizadas presentan una relación de sulfuros de Fe/sulfuros de Cu con valores del orden de 1:1 o menores, sobre ellas solo se forman pequeñas acumulaciones de menas oxidadas, lateral y ver-ticalmente discontinuas. Esas acumulaciones se ubican en la base de la capa lixiviada (Sillitoe, 2005). Las menas de enriquecimiento secunda-rio, por su parte, están mejor desarrolladas cuan-

do se ubican encima de menas primarias ricas en pirita (alrededor de 5 veces más pirita que sulfu-ros de Cu). El grado de enriquecimiento de estas menas suele ser de tres veces o más el de las menas primarias (Sillitoe, 2005), aunque pueden alcanzar hasta ocho veces, variando la propor-ción pirita/calcopirita en menas primarias desde 3 a más de 10 (Titley y Marozas, 1995).

Las más altas concentraciones de Re en la mo-libdenita se asocian con el desarrollo de la al-teración sericítica y están relacionadas con la ocurrencia de cambios en la fugacidad de oxíge-no, del pH y de la salinidad del fluido mineraliza-do (Todorov y Staikov, 1985; Berzina et al., 2005).

Mineralogía de mena. Los minerales primarios principales son pirita, calcopirita, bornita y molib-denita, con subordinadas cantidades de covelina, enargita, tetraedrita, tennantita, Au y Ag nativos, electrum, esfalerita, galena, pirrotita y marcasita. Otros minerales que aparecen son arsenopirita, barita y teluros. Minerales supergénicos son Cu nativo, brocantita, calcocita, cuprita, tenorita, cri-socola, digenita, malaquita, azurita, djurleita, ani-lita, calcantita, atacamita, idaita, wad (mezcla de óxidos de manganeso hidratados) y ferrimolibde-nita. Se han identificado muchos otros sulfatos, carbonatos, óxidos y minerales silicatados de Cu en diversos yacimientos. En las menas de enri-quecimiento secundario el mineral principal es la calcocita, con cantidades subordinadas de cove-lina y otros minerales.

La covelina, enargita y digenita se presentan fun-damentalmente en las zonas ricas en pirita den-tro de la zona de alteración argílica. La tetraedrita y la tenantita se asocian con la alteración sericíti-ca y con la argílica avanzada. Se cree que el Au y la Ag ocurren en la calcopirita y la bornita, mien-tras que el Re está contenido en la molibdenita. En general, los minerales de menas constituyen el 1 % - 2 % en volumen de las menas porfíricas primarias, alcanzando raramente hasta el 5 % - 10 % (John et al, 2010).

El complejo mineral potásico y el sericítico cons-tituyen la mena hipogénica en la mayoría de los depósitos. El mismo incluye bornita, calcopirita y molibdenita con cuarzo, pirita, feldespato potási-co, biotita, magnetita y mica potásica. El comple-jo mineral propilítico incluye cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, calcita, epidota y clorita. El complejo mineral de alteración sódica y sódi-co-cálcica incluye albita, plagioclasa sódica, ac-tinolita, clorita y epidota. En algunos depósitos

este último complejo aparece por debajo o a los lados del complejo mineral potásico.

Las asociaciones minerales supergénicas se ca-racterizan generalmente por (John et al, 2010):

• Ser proximales a la superficie actual.

• Incluir óxidos terrosos de Fe y Mn, los cuales no están presentes en la mena primaria y se forman solo por intemperismo.

• Ocurrir en rocas frecuentemente desagrega-das, porosas y de baja densidad, cuyos com-ponentes han sido removidos por disolución química y erosión mecánica.

• No incluir minerales de alta temperatura ni con inclusiones fluidas bifásicas.

• Incluir minerales de composición química lige-ramente diferente a la de los minerales de gan-ga primarios de las mismas especies. También se observan diferencias en su composición iso-tópica, desde ligeras hasta marcadas.

Las capas lixiviadas contienen principalmente goethita, jarosita, hematites, yeso, alunita y cao-linita.

El subtipo Cu - Au porfírico alcalino se distingue por la presencia de teluros, por la escasez de ga-lena y de molibdenita, y por ser la pirita menos abundante que la calcopirita dentro del cuerpo mineral (Dill, 2009). Así mismo incluye la magne-tita entre sus minerales principales, la que sue-le formar venillas (Panteleyev, 1995). En aquellos casos en que los depósitos presentan contenidos significativos de EGP, suele haber pirita cobaltífe-ra y magnetita cromífera.

Mineralogía de ganga. Dado que las menas por-fíricas son de baja ley y se explotan en grandes volúmenes mediante minería a cielo abierto, la ganga se compone principalmente de minera-les formadores de rocas y minerales accesorios propios de las litologías que hospedan la mine-ralización, mayoritariamente intrusivas félsicas, y en menor medida, volcanógeno sedimentarias, tales como cuarzo, feldespato K, biotita, sericita, clorita, calcita, epidota y turmalina, a los que se añaden los minerales resultantes de los procesos de alteración hidrotermal (ver el ítem correspon-diente a las alteraciones hidrotermales). Además, se le añaden minerales supergénicos tales como calcedonia, ópalo, caolinita, illita, montmorilloni-ta, limonita, goethita, hematites, jarosita, alunita


y óxidos de Mn. Nótese que muchos de estos úl-timos minerales mencionados pueden ser tanto supergénicos como hidrotermales. En el caso de los depósitos porfíricos alcalinos, destaca la pre-sencia en la ganga de biotita, epidota, diópsido, anfíboles, clorita y magnetita, la cual puede for-mar abundantes venillas (John et al, 2010). Tam-bién puede aparecer granate, siendo notoria la ausencia o escasez de vetas de cuarzo (Pante-leyev, 1995).

Texturas y estructuras. La mena presenta tex-tura diseminada, vetítica y brechosa. Estas tres texturas se presentan dentro de los depósitos en proporciones variables. Los minerales de mena diseminados se presentan en cristales suhédri-cos de 1 mm o más pequeños, así como en agre-gados en forma de gota de varios mm hasta 1 cm, juntos con otros minerales de ganga hipogéni-cos. En relación con la vetítica, se tiene que las venillas planas que rellenan fracturas se forman durante la deformación frágil de las rocas hospe-deras, mientras las curvilíneas y con márgenes difusos se forman durante la deformación dúctil o han sido modificadas a consecuencia de los procesos de alteración subsiguientes. Las vetillas planas pueden presentar estructura zonada. La ganga hipogénica presenta textura porfírica (zo-na sericítica) y de reemplazamiento (zona potá-sica) aplítica, afanítico - porfírica, hipidiomórfica - granular y equigranular. Raramente se presenta la pegmatítica. Las menas supergénicas presen-tan texturas de disolución, de relleno, colomórfi-ca, cavernosa y de reemplazamiento.

Alteraciones hidrotermales. Feldespatización, sericitización, propilitización. Pueden aparecer además la argílica intermedia, la argílica avanza-da, la albítica (sódico - cálcica y sódica) y la de greisen. De este modo, los depósitos porfíricos presentan una sucesión de alteraciones general-mente bien definida, caracterizada por uno o va-rios complejos minerales (John et al, 2010), como se enumera a continuación.

• Alteración potásica (feldespatización). 1) Cuar-zo + feldespato K + magnetita. 2) Cuarzo + fel-despato K + biotita ± magnetita ± bornita. 3) Cuarzo + feldespato K + biotita ± magnetita ± calcopirita ± pirita. 4) Cuarzo ± feldespato K + biotita + molibdenita ± pirita (todos con rutilo). A veces aparece anhidrita, turmalina, apatito, fluo-rita, TiO2, albita, topacio e ilmentita.

• Alteración sericítica. 1) Cuarzo + sericita (mi-ca potásica) + calcopirita + pirita ± molibdeni-ta. 2) Cuarzo + sericita + pirita ± esfalerita. 3)

Cuarzo + sericita (mica potásica) ± clorita ± pi-rita (todos con rutilo). A veces aparece fengita, turmalina, tenantita, galena, magnetita, hemati-tes, albita, fluorita y apatito.

• Alteración propilítica. 1) Albita + feldespato K + epidota ± actinolita ± clorita ± hematites. A veces aparece magnetita, sericita, calcita, pirita y TiO2.

• Argílica avanzada. 1) Cuarzo + andalusita + pirita. 2) Cuarzo + pirofilita + pirita ± alunita ± enargita ± tetraedrita. 3) Cuarzo + caolinita/dic-kita + alunita + pirita ± enargita ± tetrahedrita (todos con TiO2). A veces aparece diásporo, co-rindón, topacio, zunyita, TiO2, calcocita, coveli-na y hematites.

• Sódico - cálcica (albítica). 1) Plagioclasa sódi-ca + actinolita + titanita + epidota ± diópsido. A veces aparecen clorita, calcita y granates cál-cicos.

• Sódica (albítica). Albita + clorita + epidota + pi-rita. A veces aparece turmalina y TiO2.

• Argílica intermedia. Cuarzo + illita/montmori-llonita ± calcita ± pirita ± clorita. A veces apare-cen sericita, albita, epidota y caolinita.

• Greisen. Feldespato K + moscovita. A veces aparece biotita.

Las primeras tres alteraciones mencionadas son las que normalmente se presentan en los depósi-tos porfíricos, ordenadas sucesivamente de aden-tro hacia afuera y de mayor temperatura a menor temperatura. En los modelos de depósitos por-fíricos clásicos estas tres alteraciones aparecen dispuestas concéntricamente, pero en la realidad el diseño suele ser más complejo, apareciendo con frecuencia la alteración sericítica parcialmen-te sobreimpresa sobre la alteración potásica. En general, la alteración potásica se forma primero y se inicializa en la parte profunda del cuerpo in-trusivo afectado por el proceso de mineralización, seguida por la alteración sericítica, que rodea y/o atraviesa la parte central de la alteración potásica en una etapa posterior del proceso. La alteración argílica aparece cerca de la superficie en muchos depósitos, pero puede localizarse en niveles más profundos en otros, yuxtapuesta sobre las altera-ciones sericítica y potásica. La argílica avanzada suele disponerse en la parte superior del sistema porfírico, mientras la albítica y la de greisen, por su parte, ocupan los flancos profundos. Sin em-bargo, perturbaciones locales o a escala de todo el depósito en la paragénesis y zonación mineral

pueden ser encontradas en no pocos depósitos. Así, la alteración potásica, por ejemplo, puede desarrollarse varias veces (asociada con repeti-dos eventos de mineralización) en depósitos hos-pedados en intrusivos complejos.

La alteración potásica se caracteriza por la adi-ción de K a fases minerales silicatadas. Como principal mineral portador de K, en las rocas fél-sicas predomina el feldespato potásico, mientras la biotita prevalece en las rocas medias y máficas. Con esta alteración está asociado el desarrollo de un stockwork de abundantes vetillas ricas en cuarzo.

La alteración sericítica se caracteriza por el reem-plazamiento de los minerales de todas las rocas por mica potásica blanca de grano fino (sericita) y cuarzo. Se desarrolla en las salbandas de vetas estructuralmente controladas y su espesor va-ría entre 1 mm o menos hasta más de 1 metro, pudiendo formar zonas de alteración intensa allí donde el espaciamiento entre vetas es reducido. Esta alteración puede abarcar volúmenes consi-derables de roca hospedera de mena, de hasta más de 1 km3. Las zonas exteriores y superiores de la alteración sericítica son tipificadas por una zona interior cuarzo-sericítica con abundante pi-rita y una zona más exterior cuarzo-sericítica con fengita y clorita. En algunos trabajos la alteración sericítica también es denominada fílica o cuarzo - sericítica.

La alteración argílica intermedia se forma a me-nor temperatura que la sericítica y a un pH rela-tivamente bajo, pero más elevado que en el caso de la alteración argílica avanzada, a la que ella suele rodear en medioambientes cercanos al su-perficial, aunque también puede aparecer a gran-des profundidades como una alteración tardía de baja temperatura sobreimpresa sobre las altera-ciones más tempranas potásica y sericítica, am-bas de mayor temperatura.

Respecto a la alteración argílica avanzada, se tiene que el orden de estabilidad térmica de los principales minerales de alteración, de mayor a menor, es el siguiente: pirofilita, dickita y caolini-ta. En zonas locales de alta temperatura aparece la andalusita, alunita, fluorita, topacio, diásporo, corindón, zunyita y dumortierita. Por otra parte, la silicificación residual (litocapa), en las que el aluminio es también removido, es común en las zonas someras de transición del ambiente por-fírico al epitermal. Esta intensa alteración hidro-termal hidrolítica se produce en presencia de fluidos muy ácidos, comúnmente asociados con

relativamente altos contenidos de sulfuros. En es-tas condiciones también se forman los complejos minerales de alta sulfuración, dominados por la enargita, covelina, digenita, tenantita y/o bornita, asociados con alunita.

La alteración propilítica constituye la zona de alteración más externa del sistema y es la que tiene lugar en las rocas ígneas por hidratación, oxidación, adición de carbono y, localmente, por reacciones de sulfuración. Ella forma comple-jos minerales ricos en minerales hidratados, con cantidades subordinadas de carbonatos, sulfuros y/o hematites.

La alteración albítica responde a una fuerte alte-ración alcalina, durante la cual se añade Na ± Ca y se pierde K ± Fe, siendo generalmente destrui-dos los minerales ricos en Fe. Como consecuen-cia, ocurre el reemplazamiento de feldespato K por albita (plagioclasa ricas en Na) y el de la seri-cita por minerales ricos en Ca, Fe y Mg o cloritas. A temperaturas por debajo de los 400 0C, la albita es acompañada por clorita y epidota; a tempera-turas por encima de los 450 0C pueden formarse, en presencia de rocas carbonatadas cercanas, piroxeno cálcico, plagioclása cálcica y granates de Ca-Al-Fe. En tales casos, la alteración albítica puede transicionar a endoskarn (Dilles y Einaudi, 1992).

El greisen se caracteriza por la presencia mosco-vita cristalina hidrotermal (Seedorff et al, 2008) y consiste en sistemas de vetas contenedoras de moscovita, cuarzo y subordinada cantidad de sul-furos (más pirita que calcopirita) rodeadas por un sobre de feldespato potásico y moscovita. Esta alteración se presenta como conjuntos de vetas laminadas en las raíces de los sistemas de Cu porfírico que se forman a partir de granitos silíci-cos pobres en hornblendas. Ella se distingue de la sericítica por el mayor tamaño de los granos minerales, la presencia de feldespato potásico y, localmente, de biotita hidrotermal, así como por la escasez de minerales sulfurosos.

Las aureolas de alteración hidrotermal y térmica, así como las anomalías geoquímicas pueden ex-tenderse a una distancia superior a 10 km alrede-dor de un depósito porfírico. En sentido vertical, las alteraciones, particularmente la sódico - cálci-ca y la greisenitización, pueden extenderse hasta 10 km de profundidad desde la paleo superficie, hasta 5 km o más por debajo del techo del depó-sito porfírico y hasta 3 km o más por debajo de la base de la mineralización económica del yaci-miento (John et al, 2010).


Los depósitos porfíricos del subtipo alcalino sue-len presentar una mineralogía de alteración más variada y compleja, pero mantienen la misma su-cesión general de tipos de alteración. Así, en su parte central, se desarrolla la feldespatización, al-teración a la que suele estar asociada la mena. Lateralmente, esta zona interna puede estar flan-queada por una zona de rocas básicas a medias con abundante biotita, la que transiciona gradual-mente a la zona propilítica exterior (Panteleyev, 1995). Este conjunto puede presentar sobreim-presa la alteración sericítica, la cual está casi au-sente o poco desarrollada en muchos depósitos (Laznicka, 2010).

Controles de mena. 1) Control magmático: dis-tribución espacio - temporal de los cuerpos intru-sivos y composición de los magmas progenitores. 2) Permeabilidad por fracturación, tanto la gene-rada por la fracturación hidráulica desarrollada por las fases gaseosa y líquida de los fluidos hi-drotermal-magmáticos como por la fracturación tectónica. Contactos intrusivos, tanto los internos entre las diferentes fases intrusivas como los ex-teriores del cuerpo ígneo con sus rocas encajan-tes. 3) Control estructural: aunque hay acuerdo en que los depósitos porfíricos tienen un control estructural, existen discrepancias entre diversos autores a la hora de juzgar la importancia relati-va del control tectónico regional y del local. Así, Berger et al. (2003) argumentan que las fallas de deslizamiento por el rumbo constituyen el control fundamental de la zona de alteración hidrotermal. En cambio, Seedorff et al. (2005) plantean que las fallas son importantes controladores de la morfo-logía de los depósitos porfíricos, pero más como agentes de exhumación y desmembramiento que como agentes de la acumulación de mineral. No obstante lo anterior, puede señalarse que los de-pósitos se relacionan regionalmente con estruc-turas de pull-apart, fallas de deslizamiento por el rumbo, zonas de cizalla, dúplex, grabens, y, lo-calmente, a conjuntos de fracturas extensiona-les desarrolladas en respuesta a la fracturación hidráulica. 4) Control paleoclimático y geomorfo-lógico: la presencia de climas semiáridos, de le-vantamiento tectónico y morfología subhorizontal del relieve local controlan el desarrollo de las me-nas supergénicas (oxidadas y de enriquecimiento secundario).

Modelo genético. Los sistemas minerales por-fíricos son, en lo fundamental, de naturaleza epigenética ortomagmática, donde los fluidos hi-drotermales magmáticos transportan los meta-les desde sus regiones fuentes hasta los sitios de acumulación de menas, además de ser tam-

bién los responsables del desarrollo de las zonas de alteración hidrotermal. Estos fluidos, por otra parte, también crean una parte importante del sistema de fracturas que caracteriza al sitio de deposición de menas.

La fracturación y formación de los sistemas de vetas y brechas es un resultado característico del magmatismo porfírico. El ascenso de magmas hi-dratados de composición media través de la par-te superior de la corteza terrestre desde fuentes ubicadas a mayores profundidades es gobernada por la flotabilidad de estos magmas y su menor densidad en relación con el medio cortical que los rodea. En aquellas zonas donde la densidad de la corteza terrestre disminuye, la capacidad ascensional de estos magmas se reduce, lo que da lugar a la formación de cámaras batolíticas. Durante su ascenso y diferenciación magmática en la corteza superior, grandes cantidades de fluidos acuosos son liberados como consecuen-cia del enfriamiento, cristalización y solidificación de los magmas. Dado que estos fluidos suelen inicialmente encontrarse en condiciones hipercrí-ticas, cualquier reducción de la presión desen-cadena su ebullición. En los sistemas porfíricos estos vapores acuosos se acumulan en las cú-pulas o partes apicales de las cámaras magmá-ticas, generando una mezcla de magma + fluido de baja densidad y elevada flotabilidad. En estas condiciones la fracturación es iniciada, bien por la inyección de magma o por la actividad tectóni-ca. En ambos casos, esto da lugar al ascenso y expansión del vapor, lo cual suministra la energía mecánica necesaria para producir la fracturación hidráulica del macizo rocoso encajante, creadora del agrietamiento y el brechamiento característi-cos de la mineralización porfídica. Esta fractura-ción tiene lugar siempre que la presión del fluido sea mayor que la suma de la presión hidrostá-tica más la resistencia a la tensión de las rocas afectadas. Cuando esto sucede, el magma pierde volátiles (incluido vapor de agua) y experimenta caídas de presión mientras asciende dentro del macizo fracturado. Este es el origen de la textura aplítica característica de las intrusiones estrecha-mente relacionadas con los depósitos minerales de tipo porfírico.

Algunos cuerpos intrusivos porfíricos presentan fracturas dispuestas escalonadamente por el bu-zamiento, formando sistemas radiales de fractu-ración y sistemas concéntricos de fracturación de buzamiento suave, los que reflejan condicio-nes de estrés físico-mecánico controladas por el magma, de modo que las dos direcciones princi-pales de esfuerzo horizontal son aproximadamen-

te iguales (Tosdal y Richards, 2001). Aunque la distribución radial y concéntrica de las fracturas es relativamente frecuente en los depósitos de Mo porfírico, es poco común en los de Cu porfíri-co, en los que es mucho más común la fractura-ción subparalela, la cual responde a condiciones físico – mecánicas donde los dos esfuerzos hori-zontales principales son significativamente dife-rentes.

En cuanto a la fuente de metales, existe bastante acuerdo en que la mayor parte del Cu, Au y EGP presentes en los depósitos porfíricos procede de magmas básicos, y tienen su fuente en la par-te inferior de la corteza terrestre o en el manto, mientras que el Mo, W y el Sn proceden de fuen-tes corticales o del bloque buzante de la zona de subducción. Así mismo se considera que la cor-teza superior tiene poca influencia en la fertilidad de los magmas, aunque sí puede ejercer cierto control en las proporciones entre las leyes de los distintos metales de mena.

La separación de la fase líquida de los magmas porfíricos fracciona su contenido de S, metales y sus compuestos ligantes. A temperaturas muy al-tas, casi magmáticas, los fluidos generados por la mayoría de los magmas situados a cerca de 5 km de profundidad, o más abajo, son supercríticos y poseen salinidades moderadas. Con el descenso de la presión, se separa una salmuera altamente salina y una fase gaseosa (vapor) de baja salini-dad. Empero, para la formación de un depósito porfírico de consideración, se requiere el tránsi-to de un gran volumen de fluido mineralizado por el sitio de deposición de mena. Esto se asegura mediante una focalización suficiente del flujo hi-drotermal, comúnmente asociada a la presencia de apófisis en el techo de las cámaras magmá-ticas y de cuerpos ígneos alargados en sentido vertical. La presencia de tales salientes, así como de cuerpos ígneos someros, puede ser a su vez favorecida por la arquitectura tectónica regional (Berger et al, 2008).

En general, en los sistemas minerales porfíricos ocurre que los fluidos magmático - hidrotermales iniciales presentan elevadas concentraciones de metales, particularmente de Cu, Fe, Zn, Pb y Mn. Seguidamente, la separación de la fase gaseo-sa, durante o después del desprendimiento de los compuestos volátiles, puede permitir el enriqueci-miento de Au, As, S y Cu en la fase vapor de ba-ja densidad, aunque la transportación de metales en la fase acuosa líquida también juega un impor-tante papel en la acumulación del Cu en nume-rosos depósitos (Pokrovski et al, 2008). De este

modo, para la formación de un depósito porfírico resulta esencial la separación del fluido magmáti-co ascendente en dos fases (líquida y gaseosa) y su ulterior enfriamiento.

La precipitación de los sulfuros de Fe y Cu son gobernados, en lo fundamental, por la tempera-tura y el pH imperante, así como por la disponi-bilidad de S. Así, cuando hay suficiente S en el sistema, una disminución de la temperatura del fluido permite la precipitación de sulfuros, siendo escasa la influencia de las variaciones de presión sobre este proceso. Un pH ácido mantiene el Cu en solución, pero también favorece el desarrollo de la alteración sericítica y de la argílica avanza-da.

La descomposición de los minerales ferromagne-sianos de las rocas encajantes provocada por su reacción con el fluido hidrotermal eleva el pH y suministra Fe2+ al fluido. La principal reacción de este tipo a alta temperatura consiste en la conver-sión de la hornblenda o piroxenita ígnea en bioti-ta hidrotermal, la que consume K+ y H+, liberando Fe2+ en el fluido. Este suministro de Fe adicional favorece la precipitación de la calcopirita en esas condiciones. Este efecto responde a la pregunta de por qué los depósitos hospedados en rocas más máficas tienen más altos porcentajes de sul-furos de Fe y Cu y mayores leyes de Cu. Igual-mente explica la asociación de los sulfuros de Fe y Cu con la biotita hidrotermal en los granitoides mineralizados.

A elevadas temperaturas, los fluidos magmático - hidrotermales tiene más SO2 que H2S (Chambe-fort et al., 2008). Cuando el fluido se enfría, el SO2 reacciona con el agua mediante la reacción:

4SO2 + 4H2O = 3H2SO4 + 1H2S = 3HSO4- +3H+ + H2S

A 700 0C esta reacción favorece la producción de SO2, pero cuando el fluido se enfría a 400 0C favorece la producción de H2SO4 y de H2S (Oh-moto y Rye, 1979) El H2S liberado también per-mite la precipitación de los sulfuros de Fe y Cu. Esta reacción también es sensible a los cambios de presión. Así, a presiones más altas, el H2S es producido a más altas temperaturas y a más ba-ja temperatura a presiones más bajas. Esto hace que los sulfuros de Fe y Cu tiendan a formarse entre 550 0C y 250 0C (Hemley et al., 1992).

El Mo, por su parte, parece ser transportado a al-ta temperatura en forma de hidróxido complejo de Mo, el cual, al aumentar el contenido de H2S en el


fluido y hacerse más ácido, reacciona y produce la precipitación de la molibdenita (Ulrich y Mavro-genes, 2008). La mayoría de este mineral se lo-caliza en vetas de cuarzo - molibdenita, ubicadas dentro de la zona de alteración potásica, razón por la cual las máximas concentraciones de Cu y Mo no suelen coincidir espacialmente dentro del depósito. Así, en muchos casos, la molibdeni-ta se forma a temperaturas ligeramente mayores y se concentra a profundidades ligeramente más grandes (Rusk, Reed y Dilles, 2008).

En relación con el Au, se tiene que este es trans-portado en forma bisulfurada o de complejo de S, de modo que, cuando el S es removido del flui-do durante la formación de sulfuros cupríferos, el Au también es precipitado e incorporado co-mo solución sólida dentro de la bornita o, menos frecuentemente, en calcopirita o como Au nativo (Williams-Jones y Heinrich, 2005).

Los depósitos se forman dentro de la etapa mag-mático - hidrotermal tardía de evolución de los complejos intrusivos. La duración estimada del proceso de mineralización varía entre 100 mil años (Pollard et al., 2005) y 1 millón de años (Pa-rry et al., 2001). La mayoría de los depósitos se originan a menos de 6 km de profundidad y a presiones inferiores a 150 MPa (Seedorff et al., 2005). Los fluidos portadores de la mineralización son de procedencia magmática, aunque puede ocurrir que se produzca una mezcla de estos flui-dos con aguas meteóricas, o de otro origen, en la zona de alteración argílica avanzada.

La zonación hidrotermal de los depósitos es ge-nerada por tres factores claves.

1. Ascenso de fluido hidrotermal-magmático desde la cámara magmática profunda: estos fluidos, generalmente no mezclados, producen una fase líquida salina y una fase vapor de ba-ja densidad; ambas capaces de expandirse y provocar la fracturación hidráulica de las rocas. Este fluido se mueve hacia arriba y hacia afue-ra desde su fuente magmática. Cuando se ha liberado suficiente cantidad de fluido, este re-sulta estar sobrepresurizado en relación con las aguas subterráneas bajo presión hidrostá-tica, lo cual resulta en el desplazamiento de las aguas subterráneas por el fluido hidrotermal, en cual avanza en variadas formas, de acuerdo con el caso y la circunstancia, dando lugar a los diferentes tipos de configuración de las zonas de alteración distinguidos por Seedorff y otros (2005).

2. Reducción de la temperatura y la presión del fluido hidrotermal a lo largo del tiempo: esto da lugar a la aparición de alteraciones hidroterma-les de más baja temperatura en sustitución de las de más alta temperatura. Esto explica el de-sarrollo de la alteración sericítica dentro de la más temprana alteración potásica. La continui-dad de la entrada de fluidos con temperatura y presión cada vez más baja, explica también la aparición de las alteraciones argílicas interme-dia y avanzada en partes relativamente profun-das del depósito.

3. Entrada de fluidos no magmáticos proce-dentes de las rocas encajantes a los intrusi-vos mineralizados y su naturaleza: estos fluidos pueden variar desde salmueras salinas hasta aguas meteóricas muy diluidas. Así, las aguas salinas de capa pueden generar grandes vo-lúmenes de alteración albítica en los flancos y la base del sistema mineral porfírico. Fluidos de más baja salinidad y/o temperatura gene-ran la alteración propilítica. Cuando los fluidos no magmáticos son aguas meteóricas diluidas (menos del 3 % en peso de NaCl equivalente), no pueden penetrar en la parte central del sis-tema mineralizado, donde la alteración potásica y sericítica se forman a temperaturas mayores de 350 0C. Su entrada solo puede tener lugar a menos de 300 0C, contribuyendo entonces a la formación de las alteraciones argílica avanzada y propilítica y a la más tardía alteración argílica intermedia, de temperatura aún más baja.

El predominio de feldespato K o de la biotita en la zona de alteración potásica depende de la abun-dancia y disponibilidad de Fe o Mn, de modo que en rocas hospederas más félsicas predomina el primer mineral y en las más máficas el segundo.

Las menas supergénicas se originan como resul-tado de la acción disolvente de las aguas subte-rráneas descendentes, las que son acidificadas a consecuencia de la disolución de pirita, lo cual causa, simultáneamente, la disolución de los mi-nerales primarios (hipogénicos) de Cu, siendo necesarios numerosos ciclos de disolución - preci-pitación para que ocurra la formación de cuerpos minerales oxidados y de enriquecimiento secun-dario. Relacionadas genética y espacialmente con estas menas se encuentran las capas lixi-viadas (hematíticas y jarosíticas), debajo de las cuales suelen situarse los primeros y segundos. En algunos casos puede ocurrir un proceso de transporte y aparecer estas menas secundarias en una posición distal, denominándoseles a ve-ces “depósitos exóticos distales”.

Durante su formación ocurre una concentración de Cu, debida a de la sustitución selectiva de los sulfuros de Fe y Cu primarios por minerales sul-furosos secundarios de Cu y, en menor medida, a cuenta del relleno de intersticios con minerales oxidados de Cu. Este proceso tiene lugar por de-bajo del nivel de las aguas subterráneas y consis-te en la reducción y neutralización de soluciones ácidas oxigenadas lixiviadas procedentes de las capas suprayacentes (capas lixiviadas). Así, en condiciones favorables, el Cu lixiviado de un gran volumen de rocas puede ser redepositado en un volumen de rocas mucho menor. Adicionalmente, los minerales supergénicos de Cu (calcocita, con 79,8 % de Cu y covelina, con 66,4 % de Cu), tie-nen más altos contenidos de este metal que los minerales primarios (calcopirita, con 34,6 % de Cu y bornita, con 63,3 % de Cu).

Los procesos de enriquecimiento supergénico tienen lugar preferencialmente en climas semiári-dos y tropicales. Sin embargo, el factor crítico pa-ra que exista una buena circulación de las aguas es la presencia de suficiente permeabilidad. Los climas con alternancia de períodos húmedos y secos, estacionales o a largo plazo, son los más favorables para que tengan lugar fluctuaciones reiteradas del nivel freático, lo cual permite el transporte del Cu en sentido descendente y su redeposición a mayor profundidad.

El metamorfismo de contacto (térmico y metaso-mático) son ubicuos en las rocas encajantes de muchos intrusivos y depósitos minerales porfíri-cos. Así, el metamorfismo térmico da lugar a la formación de corneanas y mármoles y común-mente precede al desarrollo de la mineralización porfírica y de skarn. Otro efecto del metamorfismo de contacto es la modificación de las propiedades mecánicas y de la permeabilidad de las rocas en-cajantes, lo cual afecta, por esa vía, a las con-diciones hidrogeológicas de la circulación de los fluidos. En este sentido es de notar que muchos depósitos porfíricos ricos en Au están encajados en mármoles, calizas u otras rocas metamórficas relativamente impermeables (Sillitoe, 1997).

Los arcos magmáticos activos donde se forman los depósitos porfíricos suelen constituir territo-rios topográficamente elevados y sometidos a le-vantamiento, lo cual, unido al hecho de que los mencionados depósitos se forman a profundida-des someras (de 1 km a 10 km), provoca que es-tos depósitos minerales resulten proclives a sufrir los efectos del intemperismo. Esto da lugar a la formación de menas supergénicas enriquecidas antes de ser erosionados. No obstante, el des-

plazamiento tectónico hacia abajo de un depósito completo, o de una parte de él, es un factor que, de presentarse, favorece su preservación.


Firma geoquímica. Litogeoquímica: Cu, Mo, Au, Ag, W y valores deprimidos de Sr y Ba relaciona-dos con la zona de feldespatización, abundante cuarzo y magnetita. Pb, Zn y Mn se concentran hacia la periferia, aunque los dos primeros pue-den aparecer encima de la región central, sobre todo en el caso de depósitos donde al menos parte de la secuencia volcánica suprayacente se conserva. Pedogeoquímica y flujos de dispersión: las anomalías de Cu, Mo, Ag, Te y K se asocian con la zona menífera, mientras que las de Co, V, Se, Fe, S, Rb, Au y se asocian con las zonas de alteraciones sericítica y propilítica. En tanto, Mn, Zn, Pb y Ta aparecen en concentraciones depri-midas, aunque parte de este comportamiento es atribuible al intemperismo y no a los procesos hi-drotermales. La presencia de elevadas concen-traciones de Te, S, Tl, Rb, Cu, Mo, Au, Ag, Hg, Zn, Pb, Cs, As, Sb, Co, Sr y K puede responder a la presencia de la alteración argílica avanzada con mineralización, además de la potásica y la sericítica.

La composición isotópica de agua en la zona de alteración potásica y en algunas zonas de altera-ción sericítica es similar al del agua magmática, con valores de б18O desde 5‰ hasta 9‰, con va-lores de бD desde alrededor de -20‰hasta -80‰. Las zonas de alteración argílica avanzada, argíli-ca intermedia y algunas partes de la zona sericí-tica muestran valores de б18O más cercanos a la línea del agua meteórica o inferiores a ella, lo que refleja una mezcla de fluidos durante el desarrollo de los procesos de alteración.

La relación isotópica б34S varía entre -5‰ y + 10‰, en respuesta a la entrada en el sistema de S de diversas procedencias: manto, zona de sub-ducción o asimilación magmática de rocas enca-jantes. También la inmiscibilidad entre salmuera y vapor en los fluidos hidrotermales magmáticos y las pérdidas de S durante el ascenso del mag-ma pueden introducir significativos cambios en la relación H2S/SO4

2- y la sumatoria de б34S. La б34S también es muy sensible al estado de oxi-dación, determinado por la mencionada relación H2S/SO4

2- y la temperatura, las que varían de un sistema porfírico a otro, así como durante la evo-lución de un mismo sistema.


Las temperaturas de homogeneización de las inclusiones fluidas suelen estar entre 150 0C y 600 0C, aunque también se han reportado valores superiores, de hasta más de 1000 0C. Las salini-dades encontradas en los fluidos oscilan también en un amplio rango, entre 5 % y más de 70 % de NaCl equivalente, y al parecer, existe una dis-tribución bimodal, donde un grupo de depósitos presenta una salinidad media de 15 ± 5 % en peso de NaCl equivalente y otro grupo presenta un valor medio de 35 % - 55 % en peso de NaCl equivalen-te. Sin embargo, es de notar que las inclusiones fluidas con salinidades entre 25 % y 35 % en peso de NaCl equivalente pueden no ser reconocidas debido a que ellas se funden más por disolución de la hidrohalita que por fusión de hielo, o fallan en la nucleación de cristales de halita, por lo cual son erróneamente interpretadas como poseedoras de salinidades inferiores a 26,4 % en peso de NaCl equivalente (John et al, 2010). Por último hay que señalar que la gran abundancia de grietas y frac-turas dificulta mucho el estudio de las inclusiones fluidas, al hacer difícil la separación segura de las inclusiones primarias de las secundarias.

Los depósitos del subtipo alcalino suelen presen-tar anomalías intensas de Au (de hasta más de 0,3 g/t) y de Ag (hasta más de 2 g/t). Su firma geoquímica general es parecida a la del modelo básico, representada por Cu, Au, Ti, V, P, F, Ba, Sr, Rb, Nb, Te, Pb, Zn y EGP, así como por un alto contenido de CO2. Cuando hay contenidos signifi-cativos de EPG en la mena, las concentraciones geoquímicas anómalas de Co, Ni y Cr son altas. En cambio, las anomalías de Mo asociadas son poco significativas, lo cual es concordante con el hecho de que estos depósitos son pobres en Mo. También en ellos la relación Au/Cu parece au-mentar desde los bordes hacia la parte central de la mineralización.

Firma geofísica. A escala regional la gravime-tría y magnetometría (aérea y terrestre) aportan información regional acerca de la estructura de la corteza y del emplazamiento de los cuerpos magmáticos, de modo que los cuerpos intrusivos, las zonas de falla y las cuencas sedimentarias pueden ser cartografiadas, lo que a su vez permi-te delimitar zonas regionalmente favorables para la presencia de mineralización porfídica.

En el caso de la magnetometría, en ambiente de arcos cordilleranos se ha observado la presencia de anomalías magnéticas orientadas transversal-mente al rumbo general del cinturón orogénico, lo cual ha sido considerado un reflejo de la presen-cia de batolitos máficos y medios, emplazados a

lo largo de líneas de material fundido hidratado o de zonas de debilidad desarrolladas encima del bloque de corteza oceánica buzante (Behn et al, 2001). Los depósitos porfíricos pueden aparecer relacionados con áreas de mínimos magnéticos, generados por la destrucción de la magnetita pre-sente en las rocas causada por los procesos de alteración hidrotermal. En estos casos, más que los depósitos propiamente dichos, lo que se refle-ja en el campo magnético es el sistema hidroter-mal ascendente. Es de notar que la presencia de depósitos de skarn de Fe o de Fe - Cu cercanos a los porfíricos crea anomalías magnéticas locales más o menos intensas, dispuestas en la vecindad de estos últimos.

A escala local o de depósito, en condiciones idea-les, los depósitos minerales porfíricos aparecen asociados con anomalías magnéticas positivas, rodeados por una anomalía anular o en forma de anillo abierto de mínimos magnéticos, centra-da en la zona de más intensa alteración hidro-termal. Esta configuración, aunque frecuente, no es la única posible, pues, en concordancia con el comportamiento de los factores que modulan el grado de magnetización de las menas y las di-ferentes litologías encajantes, el comportamiento del campo magnético se aparta de ella en mayor o menor grado. En el campo gravitatorio, los de-pósitos suelen reflejarse como mínimos modera-dos de ∆G de Bouguer (Oldenburg et al., 1997). En el caso de los depósitos porfíricos del subtipo alcalino, la abundancia de magnetita hace que la firma magnética sea más fuerte de lo normal.

La distribución espacial, en el depósito y sus in-mediaciones, de los sulfuros de Fe y Cu (pirita, calcopirita, calcocita, bornita) puede ser carto-grafiada mediante el empleo de métodos eléctri-cos y electromagnéticos en virtud de su muy baja resistividad. Estos métodos suelen ser aplicados de conjunto con la polarización inducida, amplia-mente utilizada en la exploración de depósitos de este tipo. Con estos métodos es posible en la ac-tualidad, mediante el uso de las técnicas de inver-sión de los datos eléctricos y electromagnéticos, obtener vistas tridimensionales de los depósitos minerales porfíricos.

En el caso de la resistividad, la intensidad y el tipo de alteración se reflejan en las anomalías de esta propiedad física. Así, las resistividades aparentes más bajas se asocian con la zona de alteración sericítica, desarrollada en las zonas más fractu-radas, con mayor interconectividad entre vetillas de sulfuros y con mayor circulación de fluidos (Thoman et al., 2000). La más alta resistividad de

la zona de alteración potásica es un reflejo de la presencia de silicificación, de la forma disemina-da de presentación de los sulfuros y de un menor contenido de sulfuros y minerales arcillosos. La zona de propilitización está mucho menos frac-turada y presenta un contenido de sulfuros mu-cho menor que las zonas anteriores, por lo cual presenta resistividades aparentes más altas. Por otro lado, las zonas de lixiviación y la subyacente zona de enriquecimiento secundario se correla-cionan con la presencia de menores valores de resistividad aparente.

El método de polarización inducida (PI) fue ini-cialmente desarrollado en la exploración de de-pósitos minerales de tipo porfírico y brinda una medida de la capacidad que tiene un mineral o roca para actuar como un capacitor eléctrico a través del parámetro cargabilidad (ƞ). En los de-pósitos minerales de Cu porfíricos, la respues-ta más fuerte se correlaciona con la alteración cuarzo - sericítica con pirita. Ello se debe a que normalmente la zona de alteración potásica rela-cionada con el núcleo del depósito tiene un bajo contenido de sulfuros, mientras que la zona seri-cítica que la rodea presenta un alto contenido de sulfuros y la zona propilítica, más exterior, mues-tra un bajo contenido de pirita.

La aplicación e interpretación conjunta de los datos de resistividad aparente y de cargabili-dad puede ser altamente diagnóstica a la hora de identificar la fuente de la anomalía. Esta com-binación recibe el nombre de “resistividad com-pleja” o “polarización inducida espectral”. Este es un método de dominio de frecuencia que mide la relación de amplitud y fase entre la señal de corriente introducida en el terreno y la señal de di-ferencia de potencial recibida a través del terreno en varias frecuencias. Así, este método brinda in-formación acerca de la variación de la resistividad aparente y de la cargabilidad en un amplio rango de frecuencias, siendo la respuesta obtenida en muchos casos indicativa de la naturaleza de su fuente (Zonge et al., 2005). Este método permite determinarla profundidad a la cual se encuentra el techo y el piso del depósito mineral. Adicional-mente, es también capaz de detectar su presen-cia a grandes profundidades.

La distribución de los distintos sulfuros dentro del depósito hace que los máximos de cargabilidad –y con frecuencia los mínimos de resistividad– suelan ubicarse en una posición desplazada ha-cia afuera con respecto a la de la zona menífera del depósito, lo cual ha de tenerse en cuenta al

utilizar esta información para la planificación de los trabajos de perforación.

El campo eléctrico natural, también llamado po-tencial espontáneo, suele presentar las anomalías más fuertes asociadas con la zona de alteración sericítica (Thoman et al., 2000), pero también pue-de presentarlas en presencia de menas supergé-nicas.

En la exploración mineral, la gravimetría detalla-da puede emplearse para discriminar, en conjun-ción con los datos de conductividad, cuando se está en presencia de mineralización de sulfuros o de grafito.

La sísmica de reflexión y la tomografía sísmi-ca suministran imágenes tridimensionales de la distribución espacial de las velocidades de las ondas sísmicas, lo cual es muy útil en la identifi-cación de litologías y de la morfología del sistema intrusivo al que se asocia la mineralización, aun-que también puede utilizarse para identificar la presencia de capas lixiviadas por encima del de-pósito o para contornear el propio depósito. Así, la presencia de bajas velocidades cerca de la su-perficie suele correlacionarse bien con las fases mineralizadas del sistema intrusivo hospedero, ubicadas en las zonas tectonizadas y brechadas (Roy y Clowes, 2000).

La presencia de litologías superficiales conduc-toras, de fallas y fracturas, capas grafíticas y de aguas subterráneas salinas son factores que en-torpecen y reducen la efectividad de los métodos geofísicos en la exploración de depósitos porfíri-cos.

Otras guías de exploración. Entre las existentes se distinguen las de tipo mineralógicas, petroquí-micas, petrográficas y de inclusiones fluidas.

Mineralógicas. La presencia de limonitas trans-portadas en zonas afectadas por la lixiviación supergénica es indicativa de la presencia de ele-vados contenidos de pirita. Sin embargo, su pre-sencia in situ indica baja relación pirita/minerales de Cu. En depósitos andinos, la goethita se aso-cia con minerales de Cu oxidados y baja lixivia-ción, en tanto la hematites suele asociarse con zonas de enriquecimiento secundario de Cu ma-duras y una relación pirita/calcopirita cercana a 5.1. La jarosita tiende a desarrollarse en posición periférica a las zonas goethítica y hematítica de la capa lixiviada desarrollada sobre los halos pi-ríticos de los depósitos porfíricos (Sillitoe, 2005). Las dimensiones de la zona de piritización dise-


minada (con –o sin– otros sulfuros) brinda una indicación sobre la magnitud de los recursos mi-nerales acumulados en el depósito (Singer et al, 2008).

Petroquímicas. Presencia de rocas de tipo adakí-tico o semejantes. Se consideran adakitas aque-llas rocas ígneas que cumplen con la siguiente caracterización química (Richards and Kerrich, 2007): SiO2 ≥ 56 %; Al2O3 ≥ 15 %; MgO normal-mente < 3 %; Mg ≈0,5 %; Na2O ≥ 3,5 %; K2O ≤ 3 %; K2O/Na2O ≈ 0,42; Rb ≤ 65 ppm; Sr ≥ 400 ppm; Y ≤ 18 ppm; Yb ≤ 1,9 ppm; Ni ≥ 20 ppm; Cr ≥ 30 ppm; Sr/Y ≥ 20; La/Yb ≥ 20; 87Sr/86Sr ≤ 0,7045. Empleo de la composición geoquímica petrológi-ca (distribución del patrón de tierras raras y com-portamiento del contenido de Y, Sr, Zr, Hf, Ta, Nb, Th, Ti, K, Rb, Ba, Mn, Cs, Ba, U, Pb y P, así como de las relaciones K/Rb y Rb/Sr, entre otras, para distinguir entre intrusivos fértiles y estériles den-tro de una región dada. También puede ser útil en este sentido el estudio de la firma isotópica radio-génica (Pb-Nd-Sr-Hf-Os) de los cuerpos intrusi-vos, la cual puede, además, aportar información metalogénica regional.

Inclusiones fluidas y gradiente térmico. La pre-sencia de inclusiones contenedoras de cristales de halita es más abundante en las proximidades de la zona calcopirítica y disminuye conforme au-menta la distancia a ella (John et el, 2010). Con una cobertura de muestreo suficiente puede car-tografiarse la zonación de las inclusiones fluidas, sobre la base de las relaciones entre las fases presentes y la presencia o ausencia de halita, así como realizarse una estimación del nivel de ero-sión actual del sistema mineralizado. También la distribución espacial de la abundancia total de in-clusiones fluidas puede ser útil. No obstante, esta última información debe tomarse con cuidado si solo es obtenida mediante un examen microscó-pico ordinario, sin involucrar las técnicas de micro termometría.

Petrográficas. El incremento de la relación Mg/Fe en la clorita generalmente se produce en direc-ción al centro del sistema porfírico, una variación fácilmente reconocible en exámenes de seccio-nes delgadas por inmersión en aceite (Ballanty-ne, 1981).


Ley y tonelaje. De acuerdo con los resultados de Singer et al. (2008), el comportamiento de los depósitos porfíricos cupríferos en materia de ley - tonelaje es el siguiente.

Modelo general Cu porfírico (denominado Cu - Mo ± Au porfírico por los autores del presente trabajo). Para el 90 percentil, la masa de mena asciende a 33 millones de toneladas, con 0,24 % de Cu. Para el 50 percentil, la masa de mena es de 240 millo-nes de toneladas, con 0,44 % de Cu; 0,002 % de Mo y 0,05 g/t de Au. Para el 10 percentil, la masa de mena asciende a 1500 millones de toneladas, con 0,75 % de Cu, 0,03 % de Mo, 0,5 g/t de Au y 3,8 g/t de Ag. Un total de 422 depósitos fueron utilizados en la confección del modelo de ley – to-nelaje.

Depósitos de Cu - Au porfírico. Para el 90 percen-til, la masa de mena es de 34 millones de tone-ladas, con 0,23 % de Cu y 0,21 g/t de Au. Para el 50 percentil, la masa menífera asciende a 200 millones de toneladas, con 0,44 % de Cu y 0,38 g/t de Au. Para el 10 percentil, la masa de mena totaliza 1200 millones de toneladas, con 0,79 % de Cu; 0,006 % de Mo; 0,76 g/t de Au y 4,0 g/t de Ag. 115 depósitos utilizados en la confección del modelo de ley - tonelaje.

Depósitos de Cu porfírico. Para el 90 percentil, la masa de mena es de 30 millones de toneladas, con 0,26 % de Cu. Para el 50 percentil, la masa de mena es de 250 millones de toneladas, con 0,44 % de Cu y 0,004 % de Mo. Para el 10 per-centil, la masa menífera asciende a 1400 millo-nes de toneladas, con 0,73 % de Cu; 0,023 % de Mo; 0,20 g/t de Au y 3,0 g/t de Ag. 256 depósitos fueron utilizados en la modelación.

Depósitos de Cu - Mo porfírico. Para el 90 percen-til, la masa de mena es de 48 millones de tone-ladas, con 0,19 % de Cu y 0,01 % de Mo. Para el 50 percentil, la masa de mena es de 280 millones de toneladas, con 0,48 % de Cu; 0,031 % de Mo; 0,009 g/t de Au y 0,9 g/t de Ag. Para el 10 percen-til, la masa total de mena se eleva a 4800 millo-nes de toneladas, con 0,83 % de Cu; 0,076 % de Mo; 0,05 g/t de Au y 4,1 g/t de Ag. En la modela-ción fueron usados 51 depósitos.

La ley de Cu de las menas secundarias (super-génicas) es más alta que las de las menas prima-rias (hipogénicas), cosa que no ocurre con el Mo, pues éste no se concentra químicamente en ese tipo de menas, aunque en algunos depósitos se ha reportado un enriquecimiento de tipo residual (Singer et al., 2008).

En los depósitos porfíricos cupríferos existe una fuerte relación positiva entre el tamaño del área con sulfuros (pirita diseminada) y la cantidad de Cu metálico acumulada (Singer y Mosier, 1981).

La reevaluación de esta relación por Singer et al. (2008), a la luz de los nuevos datos colectados por ellos, demostró que la fortaleza de esta rela-ción se mantiene. Por ello, las grandes dimensio-nes del área de piritización asociada a un sistema porfírico dado, puede ser utilizado como un crite-rio indicador de la presencia de un gran depósito.

Limitaciones económicas. Por su baja ley y gran volumen, los depósitos porfíricos se explo-tan a cielo abierto, en forma masiva y no selec-tiva. Estas minas pueden alcanzar un tamaño gigantesco, de hasta 4 km de diámetro y más de 600 m de profundidad. La baja ley de las me-nas extraídas, así como el gran volumen de es-combreras y los impactos ambientales con ellas asociados, constituyen factores limitantes de la explotación rentable de estos depósitos. El actual contenido mínimo industrial de Cu es 0,2 %. La presencia de metales como Au, Ag y Mo incre-mentan el valor de la mena, mientras que la de As y Sb, así como de Cu albergado en silicatos, dificulta su procesamiento.

Importancia. Estos depósitos aportan el grueso del suministro mundial de Cu y Mo (>50 % del Cu) y constituyen una fuente significativa de Au, pues aportan, mundialmente, alrededor de 2,9 veces más Au que los depósitos epitermales (Ro-bert et al, 2007). Adicionalmente, de algunos de estos depósitos se recupera Ag, W, Sn, Pb y Sn, así como Renio (Re), un metal poco abundante presente en la estructura cristalina de la molib-denita.

Bibliografía

Ballantyne, G. H., 1981. Chemical and mineralo-gical varia¬tions in propylitic zones surrounding porphyry copper deposits. Salt Lake City, Univer-sity of Utah, Ph.D. thesis, 208 p.

Behn, G., F. Camus, P. Carrasco, H. Ware, 2001. Aeromagnetic signature of porphyry copper sys-tems in northern Chile and its geologic implica-tions. Economic Geology, 96: 239–248.

Berger, B. R., T. V. V. King, L. C. Morath, J. D. Phi-llips, 2003. Utility of high-altitude infrared spectral data in mineral exploration—Application to nor-thern Pata¬gonia Mountains, Arizona. Economic Geology, 98: 1003–1018.

Berger, B. R., R. A. Ayuso, J. C. Wynn, R. R. Seal, 2008. Preliminary model of porphyry co-pper deposits. U.S. Geological Survey Open-Fi-

le Report 2008–1321, 55 p., http.//pubs.usgs.gov/of/2008/1321/

Berzina, A. N., V. I. Sotnikov, M. Econo-mou-Eliopoulos, D. G. Eliopoulos, 2005. Distri-bution of rhenium in molybdenite from porphyry Cu–Mo and Mo–Cu deposits of Russia (Siberia) and Mongolia. Ore Geology Review, 26: 91–113.

Chambefort, I., J. H. Dilles, A. J. R. Kent, 2008. An-hydrite-bearing andesite and dacite as a source for sulfur in magmatic-hydrothermal mineral de-posits. Geology, 36: 719–722.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B. V. DOI 10.1016/j.earscirev.2009.10.011. Journal homepa-ge. www.elsevier.com/locate/earscirev

Dilles, J. H., M. T. Einaudi, 1992. Wall-rock alte-ration and hydrothermal flow paths about the Ann-Mason porphyry copper deposit, Nevada—A 6-km vertical reconstruction. Economic Geology, 87: 1963–2001.

Hemley, J. J., G. L. Cygan, J. B. Fein, G. R. Ro-binson, W. M. d’Angelo, 1992. Hydrothermal ore-forming processes in the light of studies in rock-buffered systems—I. Iron-copper-zinc-lead sulfide solubility relations. Economic Geology, 87: 1–22.

John, D. A., R. A. Ayuso, M. D. Barton, R. J. Blakely, R. J. Bodnar, J. H. Dilles, F. Gray, F. T. Graybeal, J. C. Mars, D. K. McPhee, R. R. Seal, R.D. Taylor, P. G. Vikre, 2010. Porphyry copper deposit model, chap. B of Mineral deposit models for resource assessment. U.S. Geological Survey Scientific In-vestigations Report 2010–5070–B, 169 p.


Ohmoto, H., R. O. Rye, 1979. Isotopes of sulfur and carbon, En Barnes, H. L., ed., Geochemis-try of hydrothermal ore deposits, 2nd edition. New York, John Wiley and Sons: 509–567.

Oldenburg, D. W., Y. Li, R. G. Ellis, 1997. Inversion of geophysical data over a copper gold porphyry deposit-A case his¬tory for Mt. Milligan. Geophy-sics, 62: 1419–1431.


Parry, W. T., P. N. Wilson, D. Moser, M. T. Heizler, 2001. U-Pb dating of zircon and 40Ar/39Ar dating of biotite at Bingham, Utah. Economic Geology, 96: 1671–1683.

Panteleyev, A., 1995. Porphyry Cu-Au. Alkalic; in Selected British Columbia Mineral Deposit Profi-les, Volume 1, Lefebure, D. V., G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 83-86.

Proffett, J. M., Jr., 2009. High Cu grades in por-phyry copper deposits and their relationship to emplacement depth of magmatic sources. Geo-logy, 37: 675–678.

Pokrovski, G. B., A. Y. Borisova, J. Harrichoury, 2008. The effect of sulfur on vapor-liquid fractio-nation of metals in hydrothermal systems. Earth and Planetary Science Letters, 266: 345–362.

Pollard, P. J., R. G. Taylor, L. Peters, 2005. Ages of intru¬sion, alteration, and mineralization at the Grasberg Cu-Au deposit, Papua, Indonesia. Eco-nomic Geology, 100: 1005–1020.

Richards, J. P., 2003. Tectono-magmatic precur-sors for geophysical data over a copper gold por-phyry Cu-(Mo-Au) deposit for¬mation. Economic Geology, 96: 1419–1431.

Richards, J. P., R. Kerrich, 2007. Adakite-like roc-ks—their diverse origins and questionable role in metallogen¬esis. Economic Geology, 102: 537–576.

Robert, F., R. Brommecker, B. T. Bourne, P. J. Do-bak, C. J. McEwan, R. R. Rowe, X. Zhou, 2007. Models and Exploration Methods for Major Gold Deposit Types. B. Milkereit ed. Proceedings of Ex-ploration 07. Fifth Decennial International Confe-rence on Mineral Exploration: 691-711.

Roy, B., R. M. Clowes, 2000. Seismic and poten-tial-field imaging of the Guichon Creek batholith, British Columbia, Canada, to delineate structures hosting porphyry copper deposits. Geophysics, 65: 1418–1434.

Rusk, B. G., M. H. Reed, J. H. Dilles, 2008. Fluid inclu¬sion evidence for magmatic-hydrothermal fluid evolution in the porphyry copper-molybde-num deposit at Butte, Montana. Economic Geolo-gy, 103: 307–334.

Seedorff, E., J. H. Dilles, J. M. Proffett Jr., M. T. Ei-naudi, L. Zurcher, W. J. A. Stavast, D. A. Johnson,

M. D. Barton, 2005. Porphyry deposits—Charac-teristics and origin of hypogene features. Socie-ty of Economic Geologists, Economic Geology 100th Anniversary Volume, 1905–2005: 251–298.

Sillitoe, R. H., 1997, Characteristics and controls of the largest porphyry copper-gold and epithermal gold deposits in the circum-Pacific region. Austra-lian Journal of Earth Sciences, 44: 373–388.

Sillitoe, R. H., 2005. Supergene oxidized and en-riched porphyry copper and related deposits. So-ciety of Economic Geologists, Economic Geology 100th Anniversary Volume: 723–768.

Singer, D. A., D. L. Mosier, 1981, The relation be-tween exploration economics and the characte-ristics of mineral deposits, in Ramsey, J. B., ed., The Economics of Exploration for Energy Resour-ces. JAI Press, New York: 313-326.

Singer, D. A., V. I. Berger, B. C. Moring, 2008. Por-phyry copper deposits of the world. Database and grade and tonnage models. U.S. Geological Survey Open-File Report 2008–1155, 45 p. pubs.usgs.gov/of/2008/1155/of2008-1155.pdf‎

Titley, S. R., D. C. Marozas, 1995. Processes and products of supergene copper enrichment. En Pierce, F. W., J. G. Bolm, eds., Porphyry copper deposits of the American cordil¬lera. Arizona Geological Society Digest, 20: 156–168.

Thoman, M. W., K. L. Zonge, D. Liu, 2000. Geophy-sical case history of North Silver Bell, Pima Coun-ty, Arizona —A supergene-enriched porphyry copper deposit. En Ellis, R. B., R. Irvine, F. Fritz, eds., Northwest Mining Association 1998 Practi-cal Geophysics Short Course Selected Papers on CD-ROM. Spokane, Washington, Northwest Mi-ning Association, paper 4, 42 p.

Todorov, T., M. Staikov, 1985. Rhenium content in molybdenite from ore mineralization in Bulgaria. Geologica Balcanica 15: 45–58.

Tosdal, R. M., J. P. Richards, 2001. Magmatic and struc¬tural controls on the development of por-phyry copper ± Mo ± Au deposits. Reviews in Eco-nomic Geology, 14: 157–181.

Ulrich, Thomas, and Mavrogenes, John, 2008, An experi¬mental study of the solubility of molybde-num in H2O and KCl-H2O solutions from 500 de-grees C to 800 degrees C, and 150 to 300 MPa. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72: 2316 - 2330.

Williams-Jones, A. E., C. A. Heinrich, 2005, Vapor trans¬port of metals and the formation of magma-tic-hydrothermal ore deposits. Economic Geology, 100: 1287–1312.

Zonge, K. L., J. C. Wynn, S. A. Urquahart, 2005. Resistiv¬ity, induced polarization, and complex resistivity. Society of Exploration Geophysicists Special Volume on Near Surface Geophysics: 265–300.


Mo Porfídico Relacionado con Arcos

Identificación

Sinónimos. Stockwork de Mo de bajo flúor. Mo tipo granodiorita pobre en flúor. Mo tipo calcoal-calino. Mo relacionado con arco calcoalcalino. Mo tipo monzogranito diferenciado. Mo tipo Endako. Mo porfírico relacionado con subducción.

Subtipos de depósitos. No tiene

Productos. Mo.

Subproductos. ± W en zonas de skarn adyacen-tes.

Tipos de depósitos asociados. Skarn de Mo, Cu - Mo ± Au porfírico, W - Mo porfírico. Ag - Au apitermal de sulfuración intermedia.

Ejemplos mundiales. Endako, Kitsault y Boss Mountain (British Columbia, Canadá), Quartz Hill (Alaska, USA), Thompson Creek y Little Boulder Creek (Idaho, USA) Cannivan Gulch (Montana, USA), Compaccha (Perú), Canicanian (Filipinas).

Ejemplos cubanos. No hay.


Ambiente geodinámico. Ocurren dentro de ar-cos magmáticos cordilleranos, en terrenos rela-cionados con procesos de colisión (subducción y acreción) arco volcánico – continente, aunque pueden desarrollarse en procesos de colisión continente – continente. Algunos depósitos pue-den formarse en condiciones de post-subducción. Por otra parte, muy raros casos han sido reporta-dos en arcos volcánicos insulares, en Filipinas e Indonesia (Knittel y Burton, 1985; van Leeuwen et al, 1994), así como en Nueva Zelandia (Tulloch y Rabone, 1993; Christie y Brathwaite, 1995). Un ejemplo de este último caso es el depósito Ca-nicanian, en Filipinas, donde los intrusivos rela-cionados con la mineralización muestran niveles anormalmente elevados de Rb en comparación con los depósitos típicos de este modelo y los da-tos isotópicos de Sr (87Sr/86Sr de 0,7035 a 0,7037) indican la no existencia de relación entre estos cuerpos intrusivos y magmas derivados de cor-teza continental más antigua (Knittel and Burton, 1985).

Ambiente deposicional. Los depósitos se aso-cian con la penetración en los niveles superiores de la corteza terrestre de magmas calcoalcalinos

diferenciados, los cuales forman rocas medias y félsicas, que van desde tonalitas hasta granitos. La mayoría de los intrusivos productivos son for-mados por granitoides per-aluminosos del tipo I, granodiorítas y cuarzo-monzonitss, con conteni-dos entre 65 % y 77% en peso de SiO2 (Sinclair, 2007). Por lo común forman stocks, pero también pueden constituir sills o ramilletes de diques. In-cluso pueden ser parte de batolitos, como ocurre en el caso del yacimiento Endako. (Taylor et al, 2012). En algunas localidades aparecen intrusio-nes desde máficas hasta riolíticas, no relaciona-das genéticamente con las menas molibdénicas. La mineralización se localiza principalmente den-tro de los cuerpos ígneos hospederos, aunque puede extenderse a la zona de metamorfismo de contacto que los rodea. La petroquímica de las rocas encajantes de los intrusivos porfíricos hos-pederos no tiene importancia en relación con la mineralización. En este sentido, la mayoría de los depósitos se presentan en intrusivos oxidizados (de la serie magnetita), pero hay también algunos hospedados en intrusivos reducidos (de la serie ilmenita).

Rocas hospederas y asociadas. Cuarzo - mon-zonita, monzogranito, granodiorita, granito, granito biotítico, diorita, tonalita. Como rocas encajantes asociadas aparecen tobas y volcanitas extrusi-vas.

Edad de la mineralización. Fanerozoico, princi-palmente del Cretácico al Neógeno. Es posible la existencia de depósitos más antiguos.

Forma del depósito. Los cuerpos intrusivos por-tadores de la mineralización normalmente tienen entre 120 m y 1450 m de largo por 250 m - 650 m de ancho, aunque en el caso del yacimiento En-dako (British Columbia, Canadá) alcanza 24,4 km de largo por 4,8 km de ancho (Taylor et al, 2012). En el plano suelen presentar forma elípti-ca o alargada, con variable grado de irregularidad en sus contornos. En cuanto a los cuerpos mine-rales, estos pueden mostrar, con variable grado de irregularidad, contornos elípticos, anulares, ar-queados, en forma de copa invertida, tabular, de casquillo o irregular. Sus dimensiones son del or-den de los cientos de metros en el plano horizon-tal, mientras que en el vertical varían entre unas decenas de metros y 500 metros, aunque puede alcanzar los 1000 metros. Están comúnmente re-lacionados con fallas, las que controlan el empla-zamiento del cuerpo intrusivo hospedero en unos casos y de la mineralización en otros. La mena consiste esencialmente en un stockwork de vetas y vetillas, si bien la presencia de tubos de bre-

chas y de vetas laminadas ribeteadas de cuarzo con molibdenita puede ser importante.

Zonación del depósito. Como en los demás tipos de depósitos porfíricos, la zonación del depósito es gobernada principalmente por la dis-tribución de los minerales de alteración. Así, la mineralización de Mo se presenta estrechamen-te asociada –temporal y espacialmente– con las zonas de alteración potásica y con la sericítica, de manera que las más elevadas concentracio-nes de Mo se ubican cerca del contacto entre la más interna alteración potásica y la zona de al-teración sericítica (cuarzo - sericítica con pirita) que le rodea. En algunos depósitos la mena rica en Mo puede aparecer rodeada o cortada por un sistema más tardío de vetillas de Zn - Pb - Ag (en concentraciones no económicas). Si las rocas en-cajantes del depósito son ricas en Fe, puede apa-recer un halo pirítico o pirrotínico a su alrededor.

La zona de oxidación puede estar muy débilmen-te expresada o bien desarrollada, con presencia de gossans (sombreros de Fe) limoníticos, en de-pendencia, principalmente, de la abundancia de pirita en el depósito.

Mineralogía de mena. Principales: molibdenita, pirita. Subordinados: galena, esfalerita, calcopi-rita, pirrotita, scheelita, hematites y magnetita. Raros: Anatasa, aikinita, bismutinita, bornita, te-traedrita, enargita, hübnerita, zircón. Minerales oxidados: Ferrimolibdenita, hematites, limonita, powelita, pirolusita, wulfenita, wolframita. Rara-mente puede aparecer malaquita.

A diferencia de los depósitos de Cu - Mo ± Au por-fíricos, en este tipo no hay mena supergénica, por cuanto el Mo no se concentra de modo apreciable durante los procesos de intemperismo. Por otra parte, la poca dureza de la molibdenita favorece la erosión selectiva y su amplia dispersión, lo cual genera extensas anomalías geoquímicas de flujo de dispersión de Mo.

Mineralogía de ganga. Cuarzo, feldespato potá-sico, moscovita, sericita, clorita, biotita, epidota, esfena, anfíboles. Pueden aparecer ilmenita, zeo-lita, anhidrita, yeso, fluorita, calcita, hornblenda, plagioclasa, apatita, monacita, allanita y minera-les arcillosos. El cuarzo y el feldespato K puede formar hasta el 90 % de la ganga.

Texturas y estructuras. Texturas de stockwork, vetítico - diseminada, ribeteada. Las rocas intrusi-vas hospederas presentan textura generalmente porfírica, la que también puede ser equigranular,

azucarada, terrosa, aplítica, de solidificación uni-direccional y la brechosa. El tamaño de los granos varía ampliamente, desde afanítico hasta grueso.

Alteraciones hidrotermales. Feldespatización (alteración potásica), silicificación, sericitización (alteración fílica), propilitización y argilitización (argílica). Rara albitización.

La zona de alteración potásica se caracteriza por la presencia de feldespato K, biotita y cuarzo en cantidades variables, las que pueden ser acom-pañadas por anhidrita. La zona de alteración seri-cítica se compone de sericita, cuarzo, moscovita y pirita, pudiendo contener carbonatos, magnetita y clorita. La zona de alteración propilítica contie-ne clorita, epidota, carbonatos y cuarzo. La altera-ción argílica se compone de caolinita, illita y otros minerales arcillosos. La alteración sódica (albiti-zación) se observa solo en algunos depósitos.

La silicificación y la feldespatización forman el nú-cleo del sistema de alteraciones hidrotermales, rodeado por la alteración sericítica, en tanto la propilítica forma su parte más exterior. La altera-ción argílica puede aparecer superpuesta a las alteraciones antes mencionadas. Las alteracio-nes hidrotermales internas no suelen extenderse más allá de los 200 m por fuera del cuerpo mi-neral. En cambio, la alteración propilítica, la más externa y más extensa, puede abarcar varios km de extensión. Claro está, siempre hay excepcio-nes, como el depósito Boss Mountain (British Co-lumbia, Canadá), donde la alteración potásica se extiende 1500 m más allá del cuerpo mineral (So-regaroli y Nelson, 1976).

Controles de mena. Control magmático: en la mayoría de los casos las rocas hospederas fél-sicas y medias forman stocks más o menos ci-líndricos, originados a partir de cuerpos ígneos de mayor tamaño situados a mayores profundi-dades, pero también pueden formar ramilletes de diques, sills o batolitos. Control tectónico: en re-giones con régimen compresivo, las zonas con menor estrés constituyen sitios preferenciales para el emplazamiento de cuerpos magmáticos. Intersecciones de fallas son también sitios favo-rables para el emplazamiento de los intrusivos. La penetración de estos cuerpos puede ser tanto pasiva como forzada. En el segundo caso, ocurre la deformación de las rocas encajantes, mientras que en el primero se observa escasa perturba-ción de la yacencia de tales rocas.

Modelo genético. La formación de un depósito de Mo porfírico puede abarcar desde unas dece-


nas de miles de años hasta un millón de años. En el caso de los depósitos típicos de la parte W de América del Norte, el emplazamiento de los cuer-pos intrusivos hospederos y de la mineralización de Mo es posterior a la acreción de los terrenos de arcos de islas al continente y, en gran medida, contemporáneos con el desarrollo del arco cordi-llerano. El suministro de sustancias volátiles pro-cedente de la lámina buzante indujo un proceso de fusión parcial del manto situado por encima de ella, lo cual dio inicio, a su vez, al proceso de em-plazamiento de los cuerpos intrusivos producti-vos en la parte superior de la corteza. Una fusión más tardía, durante un evento tectónico posterior, también puede favorecer un desarrollo relativa-mente tardío con respecto al de gran parte del arco magmático cordillerano. De existir zonas de debilidad tectónica preexistentes, estas favore-cen el ascenso por flotabilidad del magma hacia la parte más somera de la corteza.

La fuente de metales es magmática y se estima que ellos son aportados por magmas mantélicos formados en zonas de subducción, con posible asimilación de material de la corteza inferior me-diante los procesos de fusión, asimilación, al-macenamiento y homogenización. Los fluidos hidrotermales son magmáticos, con un incremen-to de su mezcla con aguas meteóricas hacia la periferia y la parte superior del sistema hidroter-mal. Los primeros son los que transportan el Mo.

Los depósitos de Mo se forman a mayor profundi-dad (de 1 hasta 6 km) que los cupríferos, a conse-cuencia del diferente comportamiento del Cu y el Mo durante la evolución magmática. A semejanza de lo que ocurre en los sistemas de Cu - Mo, los fluidos hidrotermales se separan del magma du-rante la llamada “segunda ebullición”, pero, en es-te caso, un mecanismo de convección magmática parece ser el responsable de la formación de los grandes depósitos (Shinohara et al., 1995). Este mecanismo funciona cuando los stocks porfíricos hospederos permanecen conectados con el bato-lito subyacente, pues en esta situación el magma ligero, rico en volátiles, asciende hacia la cúpu-la del stock, donde se desgasifica e incrementa su densidad. Como resultado de este proceso, el magma, ahora más pesado, desciende hacia el batolito en virtud de su mayor densidad y cede su lugar al magma ligero ascendente. De este modo se explica cómo cuerpos intrusivos que no son de gran tamaño pueden concentrar suficiente fluidos meníferos y Mo para dar origen a depósitos porfí-ricos de gran tamaño.El proceso de fracturación hidráulica crea las condiciones necesarias para la precipitación de

la mineralización, siendo habitual que un evento de fracturación sea seguido por uno de sellado del sistema de grietas y fracturas creado, lo cual permite una nueva elevación de la presión del fluido y la repetición del evento. De esta manera suelen producirse varios pulsos de fracturación y mineralización, que forman el stockwork minerali-zado constituido por vetillas de diferentes genera-ciones, direcciones y composición mineralógica.

El sistema hidrotermal surge a consecuencia del gradiente geotérmico creado por el cuerpo mag-mático ascendente y por los fluidos hidroterma-les que escapan de él. La proporción de fluidos no magmáticos presentes en el sistema se incre-menta espacialmente hacia afuera desde el nú-cleo de la intrusión y, con el tiempo, se vuelve predomínate, sobre todo hacia el final de la evo-lución del sistema.

Los complejos clorurados y sulfurados no tienen importancia en el transporte hidrotermal del Mo, transportado principalmente en forma de HMoO4, así como de MoO3F

-, lo cual demuestra que el F no es un ión necesario para la eficiente trans-portación de este metal (Smith et al, 1980). Más recientemente Ulrich y Mavrogenes (2008) han sugerido que el H2MoO4 es el complejo transpor-tador dominante en soluciones acuosas, en las que los complejos clorurados carecen de toda importancia, excepto en soluciones altamente sa-linas, no presentes en los depósitos de Mo porfí-ricos relacionados con arcos, caracterizados por presentar soluciones poco o moderadamente sa-linas.

La precipitación del Mo tiene lugar cuando ocu-rre un descenso de la temperatura, la fugacidad de O2, del pH o por un aumento de la fugacidad de S2. La pérdida de temperatura se produce al circular el fluido mineralizado por el sistema de grietas del stockwork o al mezclarse con agua meteórica.

El cuerpo magmático es, obviamente, la fuente de calor del sistema y el que desencadena la cir-culación hidrotermal convectiva y los procesos de metamorfismo de contacto en las rocas en-cajantes. Durante su enfriamiento se produce la concentración, por desgasificación, de la energía mecánica necesaria para producir la fracturación hidráulica de las rocas ígneas solidificadas.


Firma geoquímica. Flujo de dispersión: Mo, W, F, Cu, Zn, Pb, Ag ± Be, Nb. Hidrogeoquímica: los

elementos indicadores principales son Mo, Se, Re, As, en tanto Pb y Zn son elementos indicado-res secundarios. (Leybourne, 2007).

Anomalías de flujo de dispersión de Mo y Be se asocian con el depósito Quartz Hill, en Alaska, USA (Elliot et al, 1976). Con el depósito Mala-ba (Indonesia) se asocian anomalías de flujo de dispersión de Mo, Pb y Zn (Van Leeuwen et al., 1994).

Los depósitos de este tipo pueden distinguirse de los depósitos de Mo porfírico pertenecientes al ti-po Climax por sus contenidos de K2O con respec-to a los de SiO2, pues para un contenido dado de SiO2, los primeros muestran valores más bajos de K2O que los segundos. También hay diferen-cias en el contenido de F (generalmente menor de 0,1 % en el primer caso y mayor de 0,1 % en el segundo), así como por las concentraciones de Nb, Rb y Sr (Westra y Keith, 1981). Así, los cuer-pos intrusivos mineralizados en los depósitos de este tipo presentan bajas concentraciones de Rb (< 300 ppm) y Nb (< 30 ppm) y de moderadas a altas concentraciones de Sr (generalmente supe-riores a 100 ppm). Los del tipo Climax, por el con-trario, muestran enriquecimiento en Nb y Rb y un claro empobrecimiento en Sr (Taylor, 2012).

En el caso de las inclusiones fluidas, existe una marcada diferencia entre las inclusiones fluidas en depósitos de Mo porfírico relacionados con ar-cos y las presentes en los depósitos del tipo Cli-max. Así, en el primer caso, los fluidos suelen ser de baja a moderada salinidad (menos de 16 % en peso de NaCl equivalente), con temperaturas de 250 0C a 400 0C y con presencia de CO2 en las inclusiones (Theodore y Menzie, 1984; Linnen et al., 1995), lo cual contrasta con la alta salinidad y temperatura (400 0C a más de 600 0C) de los flui-dos propios de los depósitos del tipo Climax. Esto no significa que ambos tipos de fluidos no pue-dan aparecer en los dos tipos de depósitos, sino cual es el más frecuente en cada uno de ellos.

En general, se considera que el ambiente geo-tectónico y la petroquímica de las rocas intrusivas hospederas son los mejores criterios de discrimi-nación para distinguir entre los depósitos porfíri-cos relacionados con arcos y los del tipo Climax, pero existen depósitos que presentan caracterís-ticas intermedias entre ambos modelos.

En relación con la geoquímica de isótopos es-tables, los valores de б18O en agua indican la presencia de una mezcla de agua magmática y meteórica durante el proceso de formación de

mena, con predominio del componente magmá-tico durante su fase inicial y un aumento en la proporción de fluidos meteóricos hacia su fase fi-nal. De ahí que los valores varíen desde 6,3 ‰ hasta 12,8 ‰ para los fluidos hidrotermales tem-pranos y pasen a ser negativos para los fluidos hidrotermales tardíos (Van Leeuwen et al., 1994). Los análisis isotópicos de S, por su parte, gene-ralmente indican una fuente magmática de S, deri-vada del manto, con valores entre -1,6 ‰ y 1,6 ‰, pero existen reportes de valores positivos más al-tos, entre 9,6 ‰ y 11,4 ‰, que corresponden a una fuente magmática situada en la parte inferior de la corteza terrestre (Westra y Keith, 1981; Hall et al, 1984).

Firma geofísica. Los depósitos de Mo porfíri-co de este tipo son difíciles de distinguir de los cuerpos intrusivos no mineralizados y de las ro-cas encajantes por métodos geofísicos debido, en lo esencial, a que el contenido de sulfuro to-tal en sus menas, generalmente inferior al 5 %, es muy bajo y por tanto, insuficiente para generar una firma geofísica que los distinga. En principio, algunas características, como la susceptibilidad magnética, la resistividad eléctrica y la densidad deben permitir la identificación de las menas. En este sentido resulta importante la presencia en el sistema de alteraciones hidrotermales asociadas a la mineralización de magnetita, pirita, feldespa-to K, biotita, sericita y minerales arcillosos.

La respuesta de los depósitos en el campo mag-nético anómalo es variable, debido a que ellos se relacionan tanto con intrusivos clasificados dentro de la serie ilmenita (reducidos) como con pertenecientes a la serie magnetita (oxidizados). En consecuencia, el reflejo mineralógico de la composición petroquímica de las rocas hospede-ras influye de modo sensible en la susceptibili-dad magnética y en la respuesta magnética de las mismas. Otro elemento que influye en la firma magnética del depósito es la presencia o no de un halo pirrotínico y/o de skarns o corneanas en-riquecidas en magnetita, pues en tal caso apare-ce un anillo o arco de máximos magnéticos en la periferia del depósito.

Aunque la molibdenita es un mineral bastante denso, con un peso específico de 4,62t/m3 a 4,73 t/m3, mucho más alto que el de las rocas ígneas hospederas, la baja concentración de este mine-ral en la mena, unido al bajo peso específico del cuarzo (2,65 t/m3) y a la presencia de una abun-dante ganga, impide el surgimiento de anomalías gravimétricas suficientemente claras asociadas con las menas. En consecuencia, aunque la gra-


vimetría puede cartografiar la presencia de intru-sivos, sobre todo los de composición félsica, no es capaz de diferenciar entre intrusivos estériles y mineralizados.

Tanto los sulfuros diseminados como los minera-les arcillosos propios de la alteración argílica pue-den generar anomalías de cargabilidad. Por ello, las anomalías de polarización inducida (PI) no necesariamente reflejan la presencia de mena, dada la ya mencionada escasa presencia de sul-furos en ella. En cambio, pueden aparecer ano-malías asociadas con la presencia de alteración argílica, sobre todo si llega a su fase avanzada, en respuesta a la abundante presencia de mine-rales arcillosos. Algo parecido puede ocurrir con respecto a la pirita, tal como fue observado en el depósito Endako (British Columbia, Canadá), donde la aplicación del PI determinó la presen-cia de valores de polarizabilidad similares al fon-do sobre la mena y valores débilmente anómalos sobre la zona pirítica (Bysouth y Wong, 1995).

La relativa abundancia de los radioelementos K, Th y U en los sistemas hidrotermales y rocas hospederas hace de la espectrometría gamma un método útil para delimitar la zona de altera-ción potásica asociada con la mineralización de Mo. Particularmente, el K es un componen-te importante del feldespato potásico y la bioti-ta, minerales característicos y abundantes en la ya mencionada zona de feldespatización. Por su escasa profundidad de investigación (no rebasa el medio metro de profundidad) los resultados de este método deben ser interpretados en tér-minos de geoquímica de suelo o de afloramien-tos de rocas. Por otro lado, no siempre es posible distinguir las anomalías asociadas con la altera-ción potásica de las derivadas de rocas que, por otros motivos, presentan altos contenidos de este radioelemento. En este sentido el empleo de las relaciones libres entre radioelementos, aunado a una buena cartografía geológica, puede ayudar a realizar esta diferenciación. La presencia de va-lores bajos de la relación libre Th/K, por ejemplo, sugieren un enriquecimiento de K relacionado con la presencia de la alteración potásica (Ford et al, 2007).

Otras guías de exploración. Cartografía de los tipos y de la intensidad de las alteraciones hi-drotermales, intensidad de la vetificación, de la mineralización sulfurosa y de los productos de in-temperismo presentes.


Ley y tonelaje. De acuerdo con los datos ofre-cidos por Ludington et al (2009) la masa de Mo (metal) presente en los depósitos oscila entre 11 000 y 256 mil t de Mo. Esto responde a un conjun-to de 21 depósitos, todos del continente nortea-mericano, con un promedio de 150 000 toneladas de Mo (metal). La masa de mena oscila entre 50 millones de toneladas y 450 millones de tonela-das, aunque puede llegar a superar los 1000 mi-llones de toneladas. La ley media de Mo en los depósitos con más de 400 millones de toneladas de mena, de acuerdo con los datos ofrecidos por Laznicka (2010), suele oscilar entre 0,070 % y 0,087 %, aunque, en general, el contenido de Mo varía entre 0,05 y 0,2 % de Mo.

Limitaciones económicas. Su ley es general-mente más baja que la de los depósitos del ti-po Climax. Esto, unido a la carencia de productos adicionales que incrementen el valor de la mena, ponen a estos depósitos en desventaja en rela-ción con los ya mencionados y los de Cu - Mo ± Au porfírico. Un contenido de P superior al 0,3 %, mayor de 0,2 % de Cu y de más de 0,4 % de Fe puede reducir el valor de la mena (Dill, 2009). El contenido de borde varía entre 0,02 y 0,05 % de Mo.

Importancia. Este tipo de depósito es más abun-dante en América del Norte que los de tipo Cli-max, pero son de más baja ley y por ello, menos importantes desde el punto de vista económico.

Bibliografía

Bysouth, G. D., G. Y. Wong, 1995. The Endako molyb¬denum mine, central British Columbia —An update. En Schroeter, T. G., ed., Porphyry deposits of the northwestern cordillera of North America. Special Volume 46, Canadian Institute of Mining, Metallurgy, and Petroleum: 697–703.

Christie, T., B. Brathwaite, 1995. Mineral commo-d¬ity report 9—Molybdenum. New Zealand Mi-ning, 18: 22–32.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B. V. doi. 10.1016/j.earscirev.2009.10.011. Journal homepa-ge. www.elsevier.com/locate/earscirev

Elliot, R. L., J. G. Smith, T. Hudson, 1976. Upper Tertiary high-level plutons of the Smeaton Bay

area, southeastern Alaska. U.S. Geological Sur-vey, Open-File Report 76–507, 15 págs.

Ford, K, P. Keating, P., M. D. Thomas, 2007. Over-view of geophysical signatures associated with Canadian ore depos¬its. En Goodfellow, W. D., ed., Mineral deposits of Canada- A synthesis of major deposit-types, district metallogeny, the evo-lution of geological provinces, and exploration methods. Special Publication 5, Mineral Deposits Division, Geologi¬cal Association of Canada, No. 5: 939–970.

Hall, W. E., E. A. Schmidt, S. S. Howe, M. J. Broch, 1984. The Thompson Creek, Idaho, porphyry molybdenum deposit—An example of a fluori-ne-deficient molybdenum granodiorite system. En Janelidze, T. V., A. G. Tvalchrelidze, eds., Pro-ceedings of the Sixth Quadrennial Sympo¬sium of the International Association on the Genesis of Ore Deposits, Tbilisi, USSR, 6–12 September 1982, Stuttgart, W. Schweizerbarsche: 349–357.

Knittel, U., C. K. Burton, 1985. Polillo Island (Phili-ppines)—Molybdenum mineralization in an island arc. Economic Geol¬ogy, 80: 2013–2018


Leybourne, M. I., 2007. Aqueous geochemistry in mineral exploration. En Goodfellow, W. D., ed., Mi-neral deposits of Canada—A synthesis of major deposit-types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. Geological Association of Canada, Mineral De-posits Division, Special Publication No. 5: 1007–1033.

Linnen, R. L., A. E. Williams-Jones, C. H. B. Leitch, T. N. Macauley, 1995. Molybdenum mineralization in a fluorine-poor system—The Trout Lake stoc-kwork deposit, southeastern British Columbia. En Schroeter, T. G., ed., Porphyry deposits of the northwestern cordillera of North America. Special Volume 46, Canadian Institute of Mining, Metallur-gy, and Petroleum: 771–780.

Ludington, S., J. Hammarstrom, N. Piatak, 2009. Low-fluorine stockwork molybdenite deposits. U.S. Geological Survey Open-File Report 2009–1211, 9 págs.

Sinclair, W. D., 2007. Porphyry deposits. En Good-fellow, W. D., ed., Mineral Deposits of Canada—A synthesis of major deposit-types, district metallo-geny, the evolution of Geo-logical provinces, and exploration methods. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publi-cation No. 5: 223–243

Shinohara, H., K. Kazahaya, J. B. Lowenstern, 1995. Volatile transport in a convecting magma column—Implications for porphyry Mo minerali-zation. Geology, 23: 1091–1094.

Soregaroli, A. E., W. I. Nelson, 1976. Boss Moun-tain. En Sutherland Brown, A., ed., Porphyry de-posits of the Cana¬dian cordillera. Canadian Institute of Mining, Metallurgy, and Petroleum, Special Volume 15: 432–443.

Taylor, R. D., J. M. Hammarstrom, N. M. Piatak, R. R. II Seal, 2012, Arc-related porphyry molyb-denum deposit model, chap. D of Mineral deposit models for resource assessment. U.S. Geologi-cal Survey Scientific Investigations Report 2010–5070–D, 64 págs.

Theodore, T. G., W. D. Menzie, 1984. Fluorine de-ficient porphyry molybdenum deposits in the wes-tern North Amer¬ican Cordillera. En Janelidge, T. V., A G. Tvalehredidge, Proceedings of the Sixth Quadrennial IAGOD Symposium. Stuttgart, Ger-many: 463–470.

Tulloch, A.J., S. D. C. Rabone, 1993. Mo-bearing grano¬diorite porphyry plutons of the Early Creta-ceous Separa¬tion Point Suite, west Nelson, New Zealand. New Zealand Journal of Geology and Geophysics, v. 36: 401–408.

Ulrich, T., J. Mavrogenes, 2008. An experi¬mental study of the solubility of molybdenum in H2O and KCl-H2O solutions from 500 degrees C to 800 de-grees C, and 150 to 300 MPa. Geochimica et Cos-mochimica Acta, 72: 2316–2330.

Van Leeuwen, T. M., R. Taylor, A. Coote, F. J. Longstaffe, 1994. Porphyry molybdenum minera-lization in a continental collision setting at Malala, northwest Sulawesi, Indonesia. Journal of Geo-chemical Exploration, 50: 279–315.

Westra, G., S. B. Keith, 1981. Classification and genesis of stockwork molybdenum deposits. Eco-nomic Geology, 76: 844–873.


Mo Porfírico Tipo Climax

Identificación

Sinónimos. Mo porfírico granítico - riolítico al-calino feldespático. Mo porfírico granítico - riolí-tico alcalino feldespático relacionado con rifts. Granito - molibdenita. Mo relacionado con grani-to. Molibdeno porfírico de alto flúor.


Productos. Mo

Subproductos. Sn y W

Tipos de depósitos asociados. Sn porfírico. W porfírico. Skarn de Mo.

Ejemplos mundiales. Climax y Henderson (Co-lorado, USA), Malmbjerg (Groenlandia).

Ejemplos cubanos. No hay


Ambiente geodinámico. Se localizan en am-bientes tectónicos extensionales de post-sub-ducción, asociados con granitos tipo A, formados después del máximo de actividad de un ciclo magmático. También se presentan en zonas de rift desarrolladas dentro de áreas de corteza con-tinental cratónica. Algunos autores (Carten et al., 1993) consideran por separado los depósitos del tipo Climax propiamente dicho de los del subtipo “Mo porfírico alcalino”, más asociados a los men-cionados rifts intracratónicos.

Ambiente deposicional. Centros intrusivos félsi-cos oxidizados (de la serie magnetita) altamente evolucionados, ubicados a profundidades some-ras, desarrollados encima de complejos ígneos polifásicos más profundos. Los depósitos tienden a localizarse en la parte superior cupuliforme de cuerpos intrusivos félsicos, inmediatamente enci-ma de estos y rodeándolos. Se considera que los depósitos se originan a partir de la interacción de fundidos mantélicos con rocas metamórficas de alto grado ubicadas en la base de la corteza con-tinental. Los cuerpos ígneos hospederos así for-mados suelen ser del tipo A.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas intrusi-vas ricas en sílice, comúnmente con más de 75 % de SiO2, (granitos y riolitas) y ricas en F (más de 0,1 %) y rocas alcalinas (Ludington y Plumlee, 2009). Las rocas encajantes mineraliza-

das pueden incluir rocas sedimentarias, metamór-ficas, volcánicas e intrusivas más antiguas. En el caso de depósitos asociados a intrusivos subvol-cánicos, pueden aparecer tobas u otras rocas ex-trusivas (Sinclair, 1995). Las rocas mineralizadas están enriquecidas en Rb (más de 500 ppm), Nb (por lo común más de 50 ppm de Nb), Ta y F, así como fuertemente empobrecidas en Sr y Zr. En el caso de los depósitos de este tipo asociados con intrusivos alcalinos, las rocas hospederas y aso-ciadas son gabros alcalinos, sienitas y granitos. Aparte de este rasgo, todas sus demás caracte-rísticas son muy cercanas a la de los depósitos típicos del tipo Climax (Laznicka, 2010).

Edad de la mineralización. Depósitos conoci-dos fundamentalmente del Cretácico al Neógeno, aunque también los hay de edad paleozoica.

Forma del depósito. Consiste en un stockwork de vetas y vetillas de cuarzo y molibdenita, usual-mente ocupando fracturas. Los cuerpos minerales suelen adoptar la forma de copa, de hemisferio in-vertido, o de caparazón cilíndrico - cónico, que se localiza en la parte superior, cupuliforme, de los intrusivos félsicos y medios, así como en rocas encajantes asociadas adyacentes. Su forma pue-de ser modificada por la presencia de estructuras regionales y locales. Son depósitos de baja ley y gran tonelaje, que usualmente tienen cientos de metros de ancho y de varias decenas a cientos de metros de extensión vertical. El tamaño de los cuerpos minerales puede alcanzar los 1000 m de diámetro, con un espesor que puede llegar hasta los 100 m - 200 m (Ludington y Plumlee, 2009). Aunque hay algunas grandes vetas y ocasionales zonas de brechas, la mayor parte de la mena es-tá constituida por el stockwork de fracturas de di-ferentes generaciones intersectadas entre sí, en la cuales se precipita la mayor parte del Mo. Las diseminaciones y los reemplazamientos, aunque pueden estar presentes, no son comunes en es-tos depósitos (Ludington y Plumlee, 2009).

Zonación del depósito. Dado que se trata de depósitos de gran tonelaje y baja ley, la bien ex-presada zonación del depósito es dominada por la presencia de unos u otros minerales de altera-ción hidrotermal en unas u otras partes del mis-mo. Esta zonación, en consecuencia, aparece descrita en el acápite dedicado a las alteraciones hidrotermales.

Mineralogía de mena. Principal: molibdenita, pi-rita. Subordinados: wolframita, casiterita, esfaleri-ta, galena, monacita, magnetita. La oxidación de la pirita genera la formación de gossans limoníti-

cos, mientras que la de la molibdenita da lugar a la aparición de ferrimolibdenita amarilla. Sin em-bargo, en las rocas oxidadas no tiene lugar una concentración apreciable de Mo.

La gran mayoría de la molibdenita en los cuerpos minerales se encuentra en las vetas y vetillas de cuarzo + fluorita ± molibdenita y de feldespato K + fluorita ± cuarzo ± molibdenita ± biotita (Seedorf y Einaudi, 2004).

Mineralogía de ganga. Cuarzo, feldespato K, biotita, topacio, fluorita, rodocrosita, rutilo, feldes-pato Na, ilmenita y moscovita.

Texturas y estructuras. Textura porfídica y de solidificación unidireccional, de stockwork, bre-chosa y, con menos frecuencia, diseminada.

Alteraciones hidrotermales. Feldespatización, sericitización, silicificación, argilitización, propiliti-zación y greisenitización. Los depósitos presen-tan una zonación de alteraciones en la cual la alteración potásica (feldespato K + biotita) consti-tuye la zona más interna y se asocia directamente con la mena rica en Mo. Una intensa silicificación (cuarzo ± magnetita) puede aparecer localmente en las porciones inferiores de las zonas de alta ley dentro del cuerpo mineral. La zona de alte-ración sericítica (cuarzo - sericítica con pirita) se extiende principalmente hacia arriba, y puede lle-gar a alcanzar cientos de metros por encima del cuerpo mineral. Además de mica blanca, en esta zona abunda el F, cuya concentración puede al-canzar hasta el 2 % - 3 % (Ludington y Plumlee, 2009). Normalmente, las dimensiones de la zona de alteración potásica son del mismo orden que las del cuerpo mineral. La zona de alteración ar-gílica se extiende hasta cientos de metros más allá de la anterior, tanto en sentido vertical como lateral. El granate del tipo espesartina ocurre lo-calmente dentro de las zonas sericítica y argílica (Sinclair, 1995). La alteración tipo greisen (o grei-senitización) contiene en un complejo de minera-les de alteración compuesto por cuarzo, fluorita y topacio, el cual envuelve las vetas y vetillas de cuarzo - molibdenita por debajo de las zonas de alta ley del cuerpo mineral. Finalmente, por la pe-riferia del sistema porfírico, se extiende la zona propilítica, la que puede propagarse hasta varios kilómetros más allá del depósito.

Controles de mena. 1) Control magmático. Dis-tribución espacio - temporal de los cuerpos intru-sivos y composición de los magmas progenitores. 2) Permeabilidad por fracturación, tanto la ge-nerada por la fracturación hidráulica desarrolla-

da por las fases gaseosa y líquida de los fluidos hidrotermal-magmáticos como por la fractura-ción tectónica. 3) Control estructural. Conjuntos de fracturas extensionales desarrolladas en res-puesta a la tectónica. Intersecciones de fallas. Contactos intrusivos, tanto los internos –entre las diferentes fases intrusivas– como los exteriores del cuerpo ígneo con las rocas encajantes a él. Estos depósitos no parecen formar grupos (Lu-dington y Plumlee, 2009).

Modelo genético. En muchos aspectos, la gé-nesis de los depósitos de Mo porfírico es seme-jante a la de los depósitos de Cu porfírico, pues trata de depósitos epigenéticos ortomagmáticos, en cuya formación intervienen grandes volúme-nes de fluidos hidrotermales altamente salinos de naturaleza magmática, los cuales, al encontrarse bajo condiciones hipercríticas de presión, desa-rrollan una fracturación hidráulica más o menos extensa del macizo rocoso hospedero, proceso con el que se asocia la formación de buena parte de las brechas presentes en el depósito. La caí-da de la presión y de la temperatura del fluido desencadena la precipitación de los metales que transporta, fundamentalmente del molibdeno. Ba-jo estas circunstancia también se forman los mi-nerales de ganga, en su mayoría producto de los procesos asociados de alteración hidrotermal de-rivados de la interacción fluido - roca.

Una particularidad de este tipo de depósito en re-lación a los demás tipos de mineralización porfí-dica es la presencia de altos contenidos de F en el magma, lo cual favorece la formación de un fundido inmiscible considerablemente enrique-cido en este elemento químico, así como en Al, K y Na. Los fluidos acuosos, de baja densidad, derivados de tales fundidos, tienen una alta ca-pacidad para remover el molibdeno del magma y rocas de alto metamorfismo (fuentes de metales) y transportarlo hacia la parte alta del sistema mi-neral, donde se encuentra el sitio de deposición de mena (Ludington y Plumlee, 2009). Igual ori-gen tiene el S presente en estos depósitos.

La entrada de agua meteórica durante las eta-pas finales de la vida del sistema mineral puede contribuir a la alteración de las rocas hospede-ras, pero no juega papel significativo alguno en el proceso de formación de la mena. Otro elemento característico de estos (y de los demás tipos de depósitos porfíricos) es que los magmas mater-nos de los cuerpos intrusivos hospederos consti-tuyen la fuente de metales y de S. Estos últimos, una vez fracturados, ofrecen el sitio de deposi-ción de los sulfuros metálicos.


Sobre la base de los resultados de los estudios de inclusiones fluidas, se ha establecido que las vetas y vetillas portadoras de Mo se depositan a temperaturas entre cerca de 400 0C hasta mayo-res de 600 0C. Los minerales de alteración hidro-termal, por su parte, se forman entre 200 0C y 600 0C. Las inclusiones de más alta temperatura suelen ser hipersalinas y contienen silvita y halita como minerales hijos, en tanto las inclusiones de más baja temperatura son progresivamente me-nos salinas (Ludington y Plumlee, 2009).

La ocurrencia de múltiples pulsos y de repeti-dos eventos de mineralización es común, lo que mucho influencia en el tamaño y geometría del depósito. Así, por ejemplo, el actual depósito Henderson es el resultado de doce eventos su-cesivos de mineralización, los que, combinados, dieron lugar a la formación de tres cuerpos mi-nerales cupuliformes mutuamente entrelazados (Ludington y Plumlee, 2009).


Firma geoquímica. Litogeoquímica: anomalías de Mo, Sn, W, Rb, Nb, Ta, Mn y F encima y en los alrededores de las zonas mineralizadas, mientras que Pb, Zn y U pueden presentarse en concen-traciones anómalas en las rocas encajantes a los intrusivos mineralizados hasta varios km de dis-tancia. Flujo de dispersión: anomalías de Mo, Sn, W, F, Cu, Pb y Zn en flujos de sedimentos. Jagua: Mo, Sn, W y F (topacio) en concentrados minera-lógicos pesados (Sinclair, 1995).

Los cuerpos ígneos fértiles casi siempre presen-tan más de 250 ppm de Rb y más de 20 ppm de Nb, aunque el primero puede exceder los 500 ppm y el segundo los 50 ppm. El Ta puede estar desde 2 ppm hasta cerca de una décima parte de la concentración de Nb. También pueden en-contrarse enriquecimientos en Li, Be, Cs y Th. En cambio, el Sr está deprimido y aparece en con-centraciones inferiores a los 100 ppm, por lo que no es raro que se presenten en el orden de los 5 ppm o menos. En cuanto al F, cualquier contenido de F superior a los 2000 ppm puede ser tomado como un indicador de la posible presencia de es-te tipo de depósito. (Ludington y Plumlee, 2009).

Firma geofísica. Los cuerpos intrusivos hospe-deros suelen tener baja susceptibilidad magné-tica, pues son más bien del tipo reducidos (se corresponden más con la serie ilmenita que con la serie magnetita), por lo cual presentan bajos valores de campo magnético total. La asociación de los radioelementos U, Th y K con los mencio-

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B. V. doi. 10.1016/j.earscirev.2009.10.011. Journal homepa-ge. www.elsevier.com/locate/earscirev


Ludington, S., G. S. Plumlee, 2009. Climax-type porphyry molybdenum deposits. U.S. Geological Survey Open-File Report 2009–1215, 16 págs.

Menzie, W. D., D. A. Singer y D. L. Mosier, Edi-tors, 1992. Grade and Tonnage Data for Climax Mo and Creede Epithermal Vein Deposit Models. US Geological Survey Open-File Report: 92-248.

Sinclair, W. D., 1995. Porphyry Mo (Climax-type); in Selected British Columbia Mineral Deposit Pro-files, Volume 1, Lefebure, D. V. y G. E. Ray, Edi-tors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 105-108.

Seedorf, E., M. T. Einaudi, 2004. Henderson por-phyry molybdenum system, Colorado. Sequence and abundance of hydrothermal mineral assem-blages, flow paths of evolving fluids. Economic Geology, 99: 3 - 38.

nados intrusivos y con las zonas de alteración de los depósitos permite el empleo de la espec-trometría gamma para detectar la presencia de anomalías genéticamente relacionadas con unos y otras. Los cuerpos intrusivos hospederos de los depósitos suelen relacionarse con anomalías gravimétricas de ∆G de Bouguer negativas, ex-cepto en el caso en que sus rocas volcánicas en-cajantes sean de baja densidad. La polarización inducida puede, por su parte, detectar las zonas con alto contenido de sulfuros.

Otras guías de exploración. Regiones de cor-teza continental con predominio de la tectónica extensional. Presencia de topacio, fluorita y gra-nate manganífero en la periferia de los depósitos. Presencia de ferrimolibdenita amarilla en zonas oxidadas (Sinclair, 1995).


Ley y tonelaje. De acuerdo con Menzie, Singer y Mosier (1992), la masa de mena de los depó-sitos porfíricos de Mo oscila entre 18 millones de toneladas y 800 millones de toneladas, y su la ley varía entre 0,15 % y 0,3 % de Mo. Según Laznic-ka (2010), la masa de mena en los grandes de-pósitos va desde 181 millones de toneladas, con 0,15 % de Mo (Malmbjerg, Groenlandia), hasta 1125 millones de toneladas de mena con ley pro-medio de 0,24 % de Mo (Climax, Colorado, USA).

Limitaciones económicas. La principal limi-tación económica es la proveniente de la com-petencia de otras fuentes de Mo, tales como los depósitos de Cu - Mo ± Au porfíricos, de los cua-les se obtiene Mo además de Cu y a veces otros metales, de tal modo que resultan más rentables que estos. La presencia de Re, Pt y Pd hace más valiosa la mena, mientras que la presencia de P por encima de 0,3 %, de Cu por encima de 0,2 % y de más de 0,4 % de Fe puede reducir el valor comercial de la mena de Mo (Dill, 2009).

Importancia. Junto con los depósitos de Cu - Mo ± Au porfírico, son la principal fuente de Mo, conteniendo sustanciales recursos de este me-tal en depósitos regularmente de gran tamaño.

Bibliografía

Carten R. B., W. H. White, H. J. Stein, 1993. Hi-gh-grade granite related molybdenum systems. Classification and origin. Geological Association of Canada Special Paper 40: 521–554.


Familia de los Depositos de Skarn

El término skarn fue originalmente utilizado por los mineros suecos para referirse a la ganga aso-ciada con la magnetita y los sulfuros en depósitos precámbricos, compuesta fundamentalmente por minerales silicatados de Ca, Fe, Mn, Al y Mg, mu-chas veces denominados “calcosilicatos” o “mine-rales calcosilicatados”. Su primera aparición en la literatura ocurrió en 1875, en el artículo de A. E. Tornebohm, titulado “Geognostisk beskrifning of-ver Persbergets Grufvefalt”, publicado en la Sve-riges Geologiska Undersokning (P.A. Norstedt and Sons, Stockholm, 21 págs.). En el mismo se ofrece una descripción del skarn rico en granate (skarn pardo) y del skarn rico en clinopiroxenos (skarn verde) de Persberg, un yacimiento precám-brico sueco de Fe (Meinert, 2001). De este modo, cuando V. M. Goldschmidt publicó en 1911 el artí-culo titulado “Die Komaktmetamorphosc im Kris-tianiagebiet” la palabra “skarn” ya era usada en todo el norte de Europa para referirse al conjun-to de silicatos asociados con mena que reempla-zan a calizas y dolomitas cerca de los contactos ígneos (Burt, 1977). Históricamente, este tipo de mineralización, por su estrecha relación genéti-ca con los cuerpos intrusivos, suministró uno de los más fuertes argumentos de apoyo a la teoría magmática de W. Lindgren, dada a conocer en 1922, sobre la formación de menas.

El término skarn designa a rocas constituidas por silicatos de Ca, Mg y Fe formados a partir de un protolito carbonatado (calizas y/o dolomitas), que también puede ser clástico calcáreo, en las cua-les se ha introducido grandes cantidades de Si, Al, Fe y Mg. Por ello los skarns son rocas que con-tienen minerales calcosilicatados como granates, piroxenos (diópsido y hedenbergita), wollastonita, y anfíboles (tremolita y actinolita). Estos común-mente forman aureolas metamórficas de contac-to en torno a cuerpos intrusivos que atraviesan secuencias carbonatadas, razón por la cual son referidas al llamado metamorfismo de contacto. Como en el proceso de su formación, además del calor ígneo, intervienen también los fluidos hidro-termales magmáticos y el propio magma, ellos también son vinculados con el metasomatismo (intercambio de compuestos químicos entre ro-cas ígneas y sedimentarias o volcanógeno - se-dimentarias encajantes mediante fluidos acuosos de alta temperatura). En este sentido, la presen-cia de diópsido (clinopiroxeno), andradita (gra-nate cálcico) y wollastonita (piroxenoide) en los skarn indican, junto con otras evidencias, que el rango térmico de formación de los mismos va, en

general, de 400 0C a 600 0C y mayores, formán-dose el skarn regresivo a temperaturas inferiores.

Distintos sinónimos del término skarn que han sido usados en la literatura son. “tactita”, “meta-morfismo hidrotermal”, “metamórfico ígneo”, “pi-rometasomático”, “neumatolítico de contacto” y “metasomático de contacto”.

Según Meinert (2001) es su mineralogía lo que define a los skarns, los cuales no solo se ubican a lo largo de los contactos intrusivos con el medio encajante, sino también a lo largo de fallas y zo-nas de cizalla principales, en sistemas geotérmi-cos someros, bajo el fondo marino y en terrenos metamórficos profundamente enterrados, forma-dos en la parte inferior de la corteza terrestre. Sin embargo, el uso del término en este sentido y vis-to de esta forma, lo priva de significado genético, pues el skarn puede formarse de diversas mane-ras. Así, en la localidad donde primero fue descri-to en la literatura científica (Persberg, Suecia), el skarn se formó como resultado de la acción del metamorfismo regional sobre una formación de hierro bandeado de composición carbonatada, es decir, mediante un proceso que no se relaciona en absoluto con la noción genética que concibe al skarn como un producto del metamorfismo de contacto (con el metasomatismo asociado), que tiene lugar entre cuerpos magmáticos intrusivos calientes y rocas encajantes ricas en carbona-tos. Es por ello que Einaudi et al. (1982) llama-ron la atención sobre el hecho de que el término “skarn” debía usarse en un sentido estrictamente descriptivo, basado en la mineralogía documen-tada y sin involucrar interpretaciones genéticas. No obstante lo anterior, en la práctica, cuando se habla de “depósitos de skarn”, este concepto que-da restringido a los generados por metamorfis-mo de contacto y ubicados cerca de los cuerpos intrusivos con los cuales están genéticamente relacionados, de modo tal que conserva sus im-plicaciones genéticas. Esto último queda refleja-do en la definición de skarn brindada por Smirnov (1982): “rocas silicatadas calcáreas formadas metasomáticamente en las zonas de contacto de los cuerpos intrusivos con rocas carbonatadas y, en menor grado, con rocas silicatadas. Cuando se concentra una materia prima mineral valiosa, se forman los depósitos minerales de skarn”.

Skarnoide es un término utilizado para descri-bir rocas calcosilicatadas de granulometría fina y pobres en Fe, cuya composición mineralógica es controlada, al menos en parte, por la compo-sición del protolito (Korzkinsky, 1948; Zharikov, 1970). Desde el punto de vista genético, los skar-

noides constituyen una litología intermedia entre las corneanas, puramente metamórficas, y los skarns de granulometría gruesa puramente me-tasomáticos (Meinert, 2001).

Los skarns suelen caracterizarse por la granulo-metría gruesa de sus principales minerales cons-tituyentes (granates y clinopiroxenos) y tienden a presentar mineralización progresiva zonada, la cual es oscurecida, en mayor o menor grado, por la mineralización regresiva sobreimpuesta. Como sucede con cualquier otra litología, no todos los skarns contienen mineralización económica, por lo cual se consideran “depósitos de skarn” aque-llos que contienen menas metálicas y/o minera-les industriales de potencial interés económico.

La formación de un depósito de skarn es un pro-ceso complejo y dinámico, donde el metamorfis-mo temprano/distal puede generar corneanas, skarnoides y skarn de reacción, en tanto que el metasomatismo tardío/proximal crea skarn de granulometría gruesa portador de mena. Dado el fuerte gradiente térmico involucrado, así como el gran tamaño de las celdas de circulación de fluidos generada por la intrusión magmática, el desarrollo de este tipo de depósitos, como un to-do, puede resultar extremadamente complejo. Por ello, para una mejor descripción y comprensión, la evolución de un depósito se acostumbra a divi-dir convencionalmente en tres etapas.

1. Metamorfismo isoquímico: es marcado por la recristalización metamórfica, con deshi-dratación y descarbonatización. En él se apre-cian otros cambios mineralógicos, que varían en concordancia con el protolito. La circulación de fluidos a alta temperatura da lugar a la for-mación de minerales calcosilicatados no hi-dratados, principalmente granates, piroxenos (diópsido y hedenbergita) y wollastonita, a los que ulteriormente pueden añadirse tremolita y epidota. También en esta fase se forman már-moles, corneanas, cuarcitas y talco. En el caso de los skarns magnesianos, se forman la forste-rita y la flogopita. En esta etapa, la temperatura sube hasta alcanzar los 400 0C. - 700 0C.

2. Etapa metasomática: En ella se produce la cristalización del magma y la liberación de una fase hidrotermal magmática rica en Fe, la cual provoca la formación de magnetita, reem-plazando tanto a los minerales de skarn antes generados como a las rocas carbonatadas. Du-rante esta etapa también continúa la formación de epidota, tremolita y de algunos granates, particularmente andradita.

3. Etapa regresiva o de skarn regresivo: Aquí se produce una disminución progresiva de la temperatura de los fluidos, como consecuencia del enfriamiento del cuerpo intrusivo, así como una reducción del volumen de fluido magmáti-co, lo cual favorece la mezcla de agua magmá-tica y meteórica, con incremento paulatino de la presencia de esta última. Esto da lugar a altera-ción retrógrada de los minerales calcosilicatados que se formaron en las dos etapas anteriores. En esta etapa se forman granates zonados, he-matites y magnetita subordinada, los que apa-recen acompañados por cantidades adicionales de epidota, anfíboles y clorita. Durante este tiem-po también tiene lugar la precipitación de los mi-nerales sulfurosos (pirita, calcopirita y otros), así como las vetas de cuarzo y carbonatos. Esta mi-neralización hidrotermal sulfurosa y cuarzo - car-bonatada se vincula normalmente a la actividad tectónica y tiene lugar durante el enfriamiento fi-nal del cuerpo intrusivo.

La magnitud que una u otra etapa de desarrollo presenta en un depósito de skarn dado depende de las condiciones y características del ambiente geológico donde se forma. Así, si su formación tiene lugar a grandes profundidades (más de 6 km), en la primera etapa se desarrollará un me-tamorfismo más extenso en volumen y de más alto grado que el que se encuentra en depósitos formados a profundidades más someras. Por el contrario, la tercera etapa es más intensa en los depósitos de skarn formados a profundidades so-meras, lo cual favorece el desarrollo de las menas metálicas, las cuales se acumulan durante la se-gunda y la tercera etapa de desarrollo del skarn.

Durante su formación, la mayoría de los skarns alcanzan temperaturas que superan los 7000C- 8000C, excepto en el caso de los skarns de Cu y Pb - Zn, donde la misma suele ser un tanto más baja.

La morfología de los depósitos de skarn depen-de de su profundidad de formación. A niveles más someros el skarn metasomático tiene am-plia extensión lateral, y puede sobrepasar la au-reola metamórfica. Comparados con la aureola de metamorfismo térmico, los depósitos forma-dos a mayores profundidades son relativamente pequeños. Igualmente, a niveles más someros la alteración regresiva es más extensa. En general, las rocas carbonatadas permeables y las estruc-turas permeables, tales como fallas, planos de estratificación y contactos litológicos sedimenta-rios, resultan más favorables para el desarrollo del skarn.


Comúnmente, los skarns tienden a mostrar zona-ción en su mineralogía de ganga, la cual suele ir, en los skarns de tipo cálcico, de granate proximal a piroxeno distal. También puede haber idocrasa o piroxenoides, como la wollastonita, hacia el con-tacto skarn - mármol. A veces puede distinguirse un claro contacto abrupto entre rocas no meta-morfizadas y las afectadas por el metamorfismo de contacto, usualmente representado por un “frente” de sílice o de mármol. Otras veces apare-ce una zona de metamorfismo periférico, caracte-rizado por la transición de la roca no modificada a la metamorfizada (caliza - caliza recristalizada, caliza marmolizada - mármol, por ejemplo). En el endoskarn, en los depósitos reducidos, la zo-nación–de adentro hacia afuera, en dirección a la caliza, o a una mayor fisuración en ausencia de esta– es representada por la secuencia cálci-ca biotita - anfíboles - piroxenos – granates. Las plagioclasas permanecen como una fase mineral importante, de modo que el conjunto diagnóstico generalmente es piroxeno - plagioclasa. En depó-sitos oxidizados, la presencia de epidota y cuar-zo es favorecida con respecto a la de piroxenos y plagioclasas. También se observa una tendencia de los granates a ser más abundantes (Einaudi y Burt, 1982).

Los depósitos de skarn se clasifican de diferentes formas, entre las cuales figuran.

Por escala: “skarn de reacción” y “skarn de reem-plazamiento”. El primero se produce a una escala que va desde milímetros hasta algunos metros y puede formarse por metamorfismo isoquímico de lutitas y carbonatos finamente interestratificados, donde la transferencia metasomática de elemen-tos químicos ocurre en distancias muy pequeñas. En el segundo caso, la skarnficación se produce a escala mucho mayor, de cientos de m o más. Es a esta última clase a la cual se hace referencia generalmente cuando se habla de “depósitos de skarn”, ya que se trata, como señaló Burt (1977), del “skarn propiamente dicho”. El skarn de reac-ción también es conocido como “skarn de inter-cambio local”, “skarn bimetasomático”, skarn de difusión o como “bandas calcosilicatadas”

Por la estructura (relación con el intrusivo): 1) Skarn normal o “skarn alrededor del intrusivo”. 2) Skarn inverso o “skarn rodeado por intrusivo”. Es-te último caso ocurre cuando el skarn se ubica en las raíces del cuerpo intrusivo o aparece como xenolito dentro de él. El primero suele ser mucho más extenso que el segundo y es el portador de la mayor parte de la mena.

Por el tipo de roca reemplazada: 1) Exoskarn, cuando reemplaza a las rocas encajantes. 2) En-doskarn cuando reemplaza a las rocas ígneas. Un perfeccionamiento de esta clasificación distin-gue el tipo de roca reemplazada, siendo este el origen de la clasificación de los skarns en cálci-cos (si reemplazan calizas más o menos puras y rocas calcáreas) y magnesianos (si reemplazan dolomitas u rocas sedimentarias (o volcanógeno - sedimentarias) ricas en Mg.

Por componente útil principal: es la clasifica-ción más utilizada. Así, en la literatura, son dis-tinguidos los skarns de Fe, Cu, Pb - Zn, Au, W, Sn y Mo, así como los de granate y de wollas-tonita (cuando el componente útil principal son estos minerales industriales). A los siete mode-los de depósitos de skarn antes mencionados se agrega aquí uno nuevo: el de skarn de Fe - Cu, que agrupa depósitos muy interesantes, que a semejanza de los IOCG, son portadores de Fe en óxidos, Cu y Au. Un rasgo distintivo relacio-nado con el anterior es la presencia de concen-traciones significativas de sulfuros en las menas ferrosas magnetíticas ± hematíticas de alta ley, lo cual le confiere un conjunto de características específicas, que los diferencian de otros tipos de depósitos pertenecientes a la familia de los skarn. Así, los skarns de Fe - Cu se distinguen de los de Fe por sus altos contenidos de S y Cu; por su mi-neralización polimetálica subordinada de Au, Zn, y Ag; por tener entre los minerales principales de mena a la pirita y la calcopirita; por ostentar una señal geoquímica más rica y variada, y por pre-sentar un complejo de alteraciones de skarn re-gresivo más desarrollado. A su vez, se distinguen de los skarns de Cu por sus altos contenidos de Fe, por tener entre los minerales principales de mena a la magnetita y por su señal geofísica ca-racterística. También se distinguen de los skarns de Au por carecer de los contenidos significativos de As, Bi y Te, que caracterizan a este último ti-po de skarn, por su contenido mucho mayor de magnetita y, en menor grado, por diferencias en la composición del skarn en que se hallan.

En realidad, no es esta la primera vez que la existencia de este tipo de depósitos es notada y recogida en la literatura. Así Smirnov (1982), al referirse a los skarns de cobre, plantea que en varias regiones ellos están asociados íntimamen-te a las menas magnetíticas, formando depósi-tos de skarn complejo de magnetita y cobre. Por otra parte, Corbett y Leach (1995) señalan que algunos skarns de Fe transicionan a skarn de co-bre; en tanto Harnish y Brown (1986) señalaron la

existencia de depósitos de skarn (Casseus y Me-me) de este tipo en Haití.

La composición de las menas no es lo único que cambia en los distintos tipos de depósitos de skarn, pues también hay variaciones en su mine-ralogía de ganga. Así, ellos pueden ser reconoci-dos por las variaciones cuantitativas que exhiben en la composición de sus granates (grosularia - andradita - espesartina) y de los piroxenos (diópsi-do - hedenbergita - johansenita), así como en sus proporciones mutuas, representables en diagra-mas triangulares (Edwards y Atkinson, 1986). Es-te método permite distinguir los skarns de Fe, Cu, Pb - Zn, W y Sn mediante los granates y los de Fe, Cu, Pb - Zn y W mediante los piroxenos. Igual-mente,en los skarns de Au, W y Sn los anfíboles son progresivamente más aluminosos a medida que se pasa del primero al último de los tres mo-delos mencionados (actinolita - hastingsita - hor-nblenda), mientras que, en el caso de los skarns de Cu, Mo y Fe, se vuelven progresivamente más ricos en Fe, siguiendo la serie actinolita - tremoli-ta (Meinert, 2001).

Los skarns, en general, se desarrollan en rocas carbonatadas y clásticas carbonatadas, como calizas, calizas dolomíticas, dolomías, margas, limolitas, litofangos, lutitas, grauvacas, así como en rocas metamórficas –como mármoles y esquis-tos carbonáticos– caracterizándose todas ellas por ser rocas sedimentarias o sedimentarias meta-morfizadas ricas en Ca, poseedoras de una gran capacidad de neutralización (para mantener los valores de pH cercanos a los neutrales). Otras li-tologías donde los skarns se desarrollan con me-nos frecuencia son los flujos volcánicos (dacita, andesita o basalto), las rocas volcanoclásticas y las metamórficas (filitas, cuarcitas y anfibolitas). A diferencia de las anteriores, estas poseen so-lo una capacidad media o baja de neutralización.

Bibliografía

Burt, D. M., 1977. Mineralogy and petrology of skarn deposits. Rendiconti Società italiana di mi-neralogía e petrología, 33 (2):859 – 873.

Corbett, G. y T. Leach, 1997. Short course ma-nual: Southwest Pacific rim gold-copper systems: Structure, alteration and mineralization. Corbett-Geology.www.corbettgeology.com/corbett_and_leach_1997.pdf

Edwards, R., Atkinson, K., 1986, Ore deposit geo-logy and its influence on mineral exploration. Edi-

torial Chapman and Hall, London, New York, 466 págs.

Einaudi, M. T., D. M. Burt, 1982. Introduction - ter-minology, classification and composition of skarn deposits. Economic Geology, 77 (4): 745 – 754.

Harnish, D. E., P. E. Brown, 1986, Petrogenesis of the Casseus Cu - Fe skarn. Economic Geology, 81 (7): 1801 - 1807.

Korzhinski, D. S., 1948. Petrología de los yaci-mientos de skarn de cobre del Turia. Academia de Ciencias de la URSS, volumen 68 (trabajos del IGM). 148 págs. En idioma ruso.

Meinert, L., 2001. Skarn deposits. AIG Journal Pa-per 2001-05.

Smirnov, V. I., 1982, Geología de yacimientos minerales. Editorial Mir, Moscú, págs. 171 - 215; 321; 567 - 590.

Zharikov, V. A. 1968. Yacimientos de skarn. Edito-rial Nedra, p 220 – 302. En idioma ruso.


Skarn de Fe

Identificación

Sinónimos. Fe pirometasomático, Fe metasomá-tico de contacto

Subtipos de depósitos. Skarn de Fe calcáreo. Skarn de Fe magnesiano.

Productos. Fe

Subproductos. No tiene. Posible Ag, Au, Co, flo-gopita, granates, boratos.

Tipos de depósitos asociados. Cu - Mo ± Au porfírico. Skarn de Pb - Zn. Vetas polimetálicas en secuencias volcanógeno – sedimentarias.

Ejemplos mundiales. Magnítnaya, Perschansk, Dashkesan, Sheregesh (Rusia), Shinyama (Ja-pón), Cornwall (Pennsylvania, USA), Eagle Moun-tain (California, USA), San Leone (Italia).

Ejemplos cubanos. La Grande, Chiquita, Con-cordia, Yuca, Folia, Chicharrones, El Norte (San-tiago de Cuba). Estos depósitos forman parte del distrito mineral Hierro Santiago, referido en la li-teratura internacional como “Daiquirí” o “Firmeza”.


Ambiente geodinámico. Skarn de Fe cálcicos: arcos volcánicos insulares y estructuras de rift en márgenes continentales. Skarn magnesianos. Ar-cos volcánicos cordilleranos, ambientes sinoro-génicos de colisión.

Ambiente deposicional. Generalmente asocia-dos con intrusivos máficos y medios poco dife-renciados. Los skarns cálcicos se encuentran asociados con intrusivos ricos en Fe que cortan calizas y rocas volcánicas encajantes. Los skar-ns magnesianos se asocian con intrusivos de di-versa composición y tienen como denominador común el estar encajados en secuencias dolomí-ticas. Aunque en este último caso la disponibili-dad de Fe es poca, el Fe disuelto tiende más a formar magnetita que andradita y/o hedenbergita.

Rocas hospederas y asociadas. Skarn calcá-reo: rocas intrusivas, principalmente máficas y medias (gabro, andesita, diorita, dioritas cuarcí-feras), aunque también pueden ser ácidas (pla-giogranito, riodacita), encajadas en calizas y sedimentos clásticos carbonatados, tobas o vol-cánicas máficas. Skarn magnesiano: Rocas in-

trusivas félsicas (granodiorita, granito) encajadas en dolomitas o rocas sedimentarias dolomíticas (Ray, 1995).

Edad de la mineralización. Puede tener cual-quier edad, pero son más abundantes en el Fa-nerozoico.

Forma del depósito. Lenticular, estratiforme, ve-tas o irregular, siempre a lo largo del contorno de los cuerpos intrusivos. Los cuerpos minerales pueden yacer en contacto directo con el cuerpo intrusivo fuente de calor y metales (en posición proximal) o separados a cierta distancia de este. (Laznicka, 2010). Los cuerpos minerales tienen entre 500 m y 3000 m o más de largo y de 50 m a 600 m de ancho, con espesores que oscilan entre 2 m y 100 m.

Zonación del depósito. Los depósitos pueden presentar zonación en la composición de los mi-nerales de ganga, ubicándose los cuerpos de mena magnetítica dentro del skarn.

Mineralogía de mena. Skarn calcáreo. Principa-les: magnetita. Subordinados: hematites, marti-ta (variedad pseudomórfica de la hematites con formación posterior a la magnetita), musqueto-vita (alteración de hematita), limonita, goethita e hidróxidos de hierro. Raros: calcopirita, pirita, esfalerita, pirrotita, bornita, covelina, calcosina, malaquita, molibdenita, cobaltina, arsenopiri-ta, Cu nativo, Au nativo, cromita, telurobismutita, fluorita y scheelita. Skarn magnesiano. Principa-les: magnetita. Raros: calcopirita, bornita, pirita, pirrotita, esfalerita y molibdenita.

Mineralogía de ganga. Skarn calcáreo. Principa-les: granate (grosularia, andradita y almandino), diópsido - hedenbergita (rica en Fe y pobre en Mn), Subordinados: epidota, cuarzo, clorita, cal-cita, actinolita, tremolita, ilvaita, escapolita, albi-ta y feldespato K. Skarn magnesiano. Principales: forsterita, diópsido, periclasa, talco, serpentina. Subordinados: olivino, espinelas, flogopita (gru-po de las micas), xantofilita (análogo cálcico de la flogopita) y brucita. Raros: boratos tales como ludwigita, szaibelyita, fluoborita y kotoita (Ray, 1995; Meinert, 2001).

Texturas y estructuras. Masiva, semimasiva, di-seminada, manchada, rayada bandeada, vetítica, aliotromórfica - granular, idiomórfico - granular, hipidiomórfica, siderítica, granoblástica, emul-sionada, de corrosión, pseudomórfica y relíctica. Texturas ígneas en el endoskarn. La granulome-

tría de los minerales suele ser gruesa, pero pue-de ser media o fina.

Alteraciones hidrotermales. Exoskarn (para ambos subtipos de skarn): sericitización, albitiza-ción, cloritización, epidotización, anfibolitización. Endoskarn. Skarn calcáreo: albitización y epido-tización, así como presencia de granates, piroxe-nos y escapolita. Skarn magnesiano. Presentan endoskarn con subordinada presencia de grana-tes y piroxenos, así como propilitización.

Controles de mena. Estructural: fracturación asociada a fallas que delimitan cuerpos intrusi-vos. Estratigráfico: intercepción por intrusivos de secuencias carbonatadas, de volcanitas o tobas calcáreas.

Modelo genético. Los depósitos de skarn, en general, son el resultado de la interacción que ocurre entre el magma silicatado de un cuerpo intrusivo y su calor asociado, los fluidos hidroter-males derivados y las rocas sedimentarias más frías que encajan al mencionado intrusivo. Todo ello hace que se produzca tanto interacción direc-ta magma – roca encajante como metasomatis-mo hidrotermal, con tránsito gradual de un tipo de interacción a la otra. Así lo prueban por los resul-tados de los estudios realizados en inclusiones fundidas, fluido – fundidas y fluidas de un con-siderable número de depósitos de skarn de Fe, de Cu y de Au, que revelan temperaturas de ho-mogeneización entre 1115 0C y 580 0C (Zhao et al., 2003). El desarrollo de los skarns de Fe pa-sa típicamente por tres fases. Primeramente tiene lugar un metamorfismo mayormente isoquímico, durante el cual ocurre la formación por recristali-zación de silicatos no hidratados, representados básicamente por granates, rara vez por piroxe-nos (diópsido y hedenbergita) y wollastonita, a los que puede añadirse ulteriormente tremolita y epidota. También en esta fase se forman mármo-les y corneanas. La fase metasomática comienza con la penetración de fluidos ricos en Fe, los que dan lugar a la precipitación de magnetita, conti-nuando la formación de epidota, tremolita y de algunos granates, particularmente andradita. La magnetita formada en esta etapa reemplaza tan-to a los minerales de skarn formados antes como a las rocas carbonatadas. Durante la fase regre-siva, la temperatura disminuye progresivamente y tiene lugar la cristalización no equilibrada de minerales bajo variadas condiciones redox. Gra-nates zonados, hematites y subordinada magne-tita se forman durante el mismo, acompañados por subordinadas cantidades de epidota, anfíbo-les y clorita. Finalmente suele aparecer una fa-

se de vetillas cálcico - epidóticas, que refleja la sustitución de la circulación de fluidos magmáti-cos por fluidos hidrotermales mezclados, con un contenido creciente de agua meteórica (Kacer y Kodera, 1997). Es en este momento que apare-cen los minerales sulfurosos (pirita, calcopirita y otros), siempre en muy escasa cantidad, así co-mo las vetas de cuarzo y carbonatos. Esta mine-ralización hidrotermal normalmente se vincula a la actividad tectónica y tiene lugar durante el en-friamiento final del cuerpo intrusivo.

De acuerdo con los resultados de los estudios de inclusiones fluidas, la mayoría de los grana-tes presentan temperaturas de homogenización entre 370 0C y 700 0C, la cual oscila para los pi-roxenos entre 300 0C y 690 0C, siendo los fluidos altamente salinos, con hasta 50 % de NaCl equi-valente en peso. En el caso de los minerales de skarn regresivo, las vetas cortantes de cuarzo y epidota presentan temperaturas de homogenei-zación de 245 0C - 250 0C y de 100 0C a 250 0C respectivamente, con salinidades más bien ba-jas, de valores inferiores a 25 % de NaCl equiva-lente en peso (Meinert, 2001).

Un aspecto que influye en el tamaño de los cuer-pos minerales es el grado de focalización de la circulación de los fluidos hidrotermales generado por los sistemas de grietas presentes, que se de-sarrollan como resultado de la acción de esfuer-zos extensionales.


Firma geoquímica. Skarn calcáreo: Fe, Cu, Zn, Ga, Ni, Co, Mn, As, Cr. Skarn magnesiano. Fe, Cu, Zn, B. Magnetita en jaguas para ambos sub-tipos de depósitos.

Firma geofísica. Ambos subtipos de skarn de Fe presentan intensas anomalías magnéticas positivas. Anomalías poco intensas pueden estar relacionadas con la presencia de cuerpos muy pe-queños o con mineralización magnetítica más o menos diseminada de baja ley. En otras ocasio-nes, masas de rocas muy alteradas apantallan la señal magnética procedente de cuerpos mag-netíticos subyacentes, sobre todo si no son muy grandes. También pueden tener asociadas ano-malías gravimétricas de Bouguer positivas.

Otras guías de exploración. Presencia de cuer-pos intrusivos básicos y medios encajados en carbonatos o rocas volcanógeno - sedimentarias calcáreas.



Ley y tonelaje. La masa de mena para el 90 per-centil es de 330 mil toneladas, con ley de 36 % de Fe. Para el 50 percentil la masa de mena es de 7,2 millones de toneladas, con ley de 50 % de Fe. Al el 10 percentil le corresponde una masa de mena de 160 millones de t, con una ley de 63 % de Fe (Cox y Singer, 1986). La ley de mena suele estar entre 40 y 50 % de Fe. Para los skarns cál-cicos la masa de mena oscila entre 3 millones y 150 millones de toneladas, mientras que para los magnesianos puede rebasar los 250 millones de toneladas (Ray, 1995).

El skarn menífero y circunmenífero suele tener al-tos contenidos de granate, el que constituye un importante mineral industrial, muy empleado co-mo abrasivo, de modo que en la exploración de un depósito debe prestarse atención a su estudio, especialmente en lo relacionado con el conteni-do de los diferentes tipos de granate presentes, granulometría y forma de sus granos. Aunque el proceso general de beneficio del granate es rela-tivamente sencillo, los precios de venta dependen mucho, además del tipo de granate que se oferta, de la forma en que este se comercializa (princi-palmente por su granulometría).

Limitaciones económicas. La presencia de una cobertura estéril considerable pone a los depósi-tos en desventaja con respecto a otros depósitos de Fe de similar tamaño explotados a cielo abier-to. La extracción de minerales industriales como los granates puede paliar esta limitante.

Importancia. Fueron muy importantes en el mun-do hasta la primera mitad del siglo XX, la que dis-minuyó con posterioridad ante el creciente aporte de los depósitos del tipo Formación de Fe Ban-deado (BIF por sus siglas en inglés). Dentro de los depósitos de skarn, los de Fe son los que ma-yor tamaño pueden alcanzar

Bibliografía

Cox, D. F. & Singer, D. A., eds., 1986, Mineral de-posit model.U.S. Geological Survey Bulletin 1693.

Kacer, S., P. Kodera, 1997. Iron skarn deposit mo-del from the central zone of the Banska Stiavnica stratovolcano, Westerns Carpathians, Slovakia. Romanian Journal Mineral Deposits, 78: 21 - 26.

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010.

961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1.DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.


Ray, G. E., 1995. Fe Skarns; En Selected Briti-sh Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Co-lumbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 63-65.

Zhao, B., J. Zhao, Z. Li, Z. Zhang, Z. Peng, 2003. Characteristics of melt inclusions in skarn mine-rals from Fe, Cu(Au) and Au(Cu) ore deposits in the region from Daye to Jiujiang. Science in China (Series D), 46 (5): 481 - 497.

Skarn de Fe - Cu

Identificación

Sinónimos. Skarn de Cu - Fe.


Productos. Fe, Cu

Subproductos. Au, granates. Posible Zn, Ag.

Tipos de depósitos asociados. Cu - Mo ± Au porfírico. Skarn de Pb - Zn. Skarn de Fe. Skarn de Cu. Ag - Au epitermal de sulfuración intermedia

Ejemplos mundiales. Distrito mineral Hubei oriental (China), Bolívar Sur (Chihuahua, Méxi-co), Mina Cala (España), Ayazmant (Turquía), Casseus (Haití).

Ejemplos cubanos. Antoñica, Arroyo La Poza (Santiago de Cuba), Sexta (Granma).


Ambiente geodinámico. Periferia cercana de cuerpos intrusivos en secuencias de arco volcá-nico insular y de arco volcánico cordillerano. Tam-bién puede aparecer en ambientes sinorogénicos de colisión.

Ambiente deposicional. Skarns calcáreos o magnesianos desarrollados en la periferia de cuerpos intrusivos porfíricos como stocks y di-ques, generalmente a profundidades relativamen-te someras. Los formados en arcos volcánicos insulares tienden a asociarse con rocas ígneas de composición más máfica que los formados en ambiente de arco volcánico cordillerano.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas intrusi-vas de medias hasta ácidas, las que incluyen dio-rita, dioritas cuarcíferas, andesitas, plagiogranitos porfíricos, granodioritas, monzogranitos, tonalitas y riodacitas, encajadas en calizas y sedimentos clásticos carbonatados, tobas o volcánicas má-ficas.

Edad de la mineralización. Puede tener cual-quier edad, pero son más abundantes en el Fa-nerozoico.

Forma del depósito. Sus límites presentan va-riado grado de irregularidad, por lo que pueden tener forma lenticular, alargada, tabular e irregu-lar. La longitud por el rumbo de los cuerpos mi-

nerales individuales varía entre 15 m y 800 m y entre 20 m y 300 m por el buzamiento, con espe-sores entre 1 m y 100 m. Su yacencia puede ser subhorizontal o abrupta. En algunos casos ocu-rren vetas de cuarzo cuya longitud puede llegar hasta los 30 m - 40 m, con un espesor de 0,5 m a 2 m

Zonación del depósito. No tiene. Los granates suelen rodear a las menas magnetíticas.

Mineralogía de mena. Minerales principales: magnetita, pirita y calcopirita. Subordinados: he-matites, martita, maghemita, pirrotita, bornita, covelina, calcosina, digenita, cuprita, cubanita, azurita, malaquita, esfalerita, molibdenita, cobal-tina, arsenopirita. Raros: galena, electrum, Cu nativo, cromita. Au nativo, telurobismutita, fluori-ta, scheelita, molibdenita, enargita, tennantita, te-traedrita, idaíta, cobaltina y Iöllingita. Oxidados: limonita, goethita, S nativo.

El Au nativo y el electrum suelen aparecer como inclusiones de grano fino dentro de los sulfuros, así como en la magnetita, en granos microscópi-cos redondeados y a veces irregulares.

Mineralogía de ganga. Principales: granate (gro-sularia, andradita, almandino). Subordinados: epidota, calcita, ankerita, cuarzo, clorita, diópsi-do, hedenbergita (rica en Fe y pobre en Mn), ac-tinolita, tremolita, salinita, flogopita, escapolita, talco. Raros: esfena, rutilo. Puede aparecer seri-cita, albita y feldespato K, sobre todo hacia el en-doskarn. Pueden aparecer cristales grandes de granate bien formados, con tamaños de 1 cm a 5 cm, tal como ocurre en el depósito Antoñica (Cu-ba).

Texturas y estructuras. Textura masiva, semima-siva, diseminada, manchada, rayada bandeada, aliotromórfica - granular, idiomórfico - granular, hipidiomórfica, nodular, siderítica, granoblástica, emulsionada, de corrosión, pseudomórfica y re-líctica. Texturas ígneas en el endoskarn. La gra-nulometría de los minerales suele ser gruesa, pero puede ser media o fina.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, car-bonatización, anfibolitización, epidotización, caolinitización, albitización, sericitización, feldes-patización.

Controles de mena. Estructural: fracturación asociada a fallas que delimitan cuerpos intrusi-vos. Estratigráfico: intercepción por intrusivos de


secuencias carbonatadas, de volcanitas o tobas calcáreas.

Modelo genético. Los depósitos de skarn, en general, son el resultado de la interacción que ocurre entre el magma silicatado de un cuerpo intrusivo y su calor asociado, los fluidos hidroter-males derivados y las rocas sedimentarias más frías que encajan al mencionado intrusivo. Todo ello hace que se produzca tanto interacción direc-ta magma – roca encajante como metasomatis-mo hidrotermal, con tránsito gradual de un tipo de interacción a la otra. Así lo prueban por los resul-tados de los estudios realizados en inclusiones fundidas, fluido – fundidas y fluidas de un consi-derable número de depósitos de skarn de Fe, de Cu y de Au, que revelan temperaturas de homo-geneización entre 1115 0C y 580 0C (Zhao et al., 2003).

De acuerdo con los resultados de los estudios de inclusiones fluidas, la mayoría de los grana-tes presentan temperaturas de homogenización entre 370 0C y 700 0C, la cual oscila para los pi-roxenos entre 300 0C y 690 0C, siendo los fluidos altamente salinos, con hasta 50 % de NaCl equi-valente en peso. En el caso de los minerales de skarn regresivo, las vetas cortantes de cuarzo y epidota presentan temperaturas de homogenei-zación de 245 0C - 250 0C y de 100 0C a 250 0C respectivamente, con salinidades más bien ba-jas, de valores inferiores a 25 % de NaCl equiva-lente en peso (Meinert, 2001).

A semejanza de los skarn de Fe, el grueso de la magnetita se forma durante la etapa metasomá-tica del skarn progresivo. La principal diferencia entre ambos tipos de depósito radica en el mar-cado desarrollo del skarn regresivo en los skarn de Fe - Cu. Así, durante la etapa de skarn regre-sivo, la magnetita es reemplazada por sulfuros o cortada por venillas de estos, formándose pirita y otros sulfuros portadores de metales base, prin-cipalmente de Cu. Esta mineralización tardía de Cu - Au tiende a ser controlada estructuralmente por los sistemas de grietas y zonas de mayor per-meabilidad, incluidas fallas y zonas de cizalla. La mineralización sulfurosa puede además, presen-tarse formando vetas como ocurre en el extremo occidental de Mina Cala (en España, Carriedo et al., 2006) y en el depósito Antoñica (Cuba). Los datos isotópicos sugieren que al menos en una parte de los casos, el S proviene de la secuencia encajante (Carriedo et al., 2003), aunque en otros casos el aporte magmático de S puede ser sig-nificativo (Oyman, 2010). En cuanto a los fluidos hidrotermales, estos son de origen claramente

magmático, aunque en las etapas tardías la par-ticipación de aguas meteóricas o marinas puede hacerse importante.

En algunos casos, los depósitos (más común-mente de skarn magnesiano) pueden estar aso-ciados a sistemas minerales porfíricos si entre las rocas encajantes aparecen calizas dolomíticas o dolomías permeables y porosas. Esos depósi-tos pueden presentarse como un cuerpo mineral simple o como un conjunto de cuerpos minerales localizados a lo largo de varios km dentro de un mismo horizonte estratigráfico.

Comentario. Aunque estos depósitos presentan un conjunto de similitudes con los pertenecien-tes a la familia de los IOCG, como la presencia en ellos de la asociación de componentes útiles formada por Fe, Cu y Au, pueden distinguirse con facilidad por su carencia de contenidos significa-tivos de P, U y ETR. Otros criterios adicionales que permiten la diferenciación entre ambos pue-den ser consultados en el capítulo dedicado a los depósitos del tipo IOCG.


Firma geoquímica. Litogeoquímica: Fe, Cu, Au, Ag, Zn, Pb, Ni, Co, Mn, Ti, Cr, Bi, Te, Se, Cd, Ga y As. No necesariamente tiene que aparecer el conjunto completo de elementos indicadores se-ñalados. Au en jagua.

Firma geofísica. Anomalías magnéticas muy in-tensas, producto del alto contenido de magneti-ta que presentan sus menas, por lo común entre 3000 nT y 8000 nT. Sin embargo, para la loca-lización segura de un depósito mineral de este tipo (o para descartar su presencia) es necesa-rio realizar levantamiento magnético terrestre con paso del orden de los 25 m. Esto se debe a que en trabajos menos detallados (con pasos de 100 a 250 m), no siempre aparecen estas anomalías intensas, observándose solo zonas anómalas con valores entre 1000 y 2500 nT, que pudieran estar relacionadas con la presencia de cuerpos muy pequeños o con mineralización magnetítica más o menos diseminada de baja ley. En otras ocasiones, masas de rocas muy alteradas, apan-tallan la señal magnética procedente de cuerpos magnetíticos subyacentes, sobre todo si no son muy grandes. También pueden existir anomalías electromagnéticas y de PI. Además, pueden tener asociadas anomalías gravimétricas de Bouguer positivas.

Otras guías de exploración. Presencia de cuer-pos intrusivos medios y ácidos encajados en car-bonatos o rocas volcanógeno - sedimentarias calcáreas.


Ley y tonelaje. No tiene modelo de ley - tonelaje. La ley de mena varía entre 25 %y 65 % de Fe, de 0,25 a 4 % de Cu y desde 0,3 g/t hasta 3 g/t de Au. La masa de mena, por su parte, varía entre 1 millón de toneladas y 250 millones de toneladas.

El skarn menífero y circunmenífero suele tener al-tos contenidos de granate, el que constituye un importante mineral industrial, muy empleado co-mo abrasivo, de modo que en la exploración de un depósito debe prestarse atención a su estudio, especialmente en lo relacionado con el conteni-do de los diferentes tipos de granate presentes, granulometría y forma de sus granos. Aunque el proceso general de beneficio del granate es rela-tivamente sencillo, los precios de venta dependen mucho, además del tipo de granate que se oferta, de la forma en que este se comercializa (princi-palmente por su granulometría).

Limitaciones económicas. El tamaño de los cuerpos minerales y su profundidad de yacencia son factores limitantes, así como la presencia de compuestos nocivos.

Importancia. Su aporte de Cu y Fe es subordina-do en relación con los de otros tipos de depósitos suministradores de estas materias primas. Pue-den ser fuente de granates para diversos usos in-dustriales.

Bibliografía

Carriedo, J., F. Tornos, F. Velasco, A. Terrón, 2006. Mineralizaciones de magnetita asociadas a skar-ns y bandas de cizalla. La mina de Cala (Huelva). Geogaceta, 40. 235-238. ISSN. 0213683X



Oyman, T., 2010. Geochemistry, mineralogy and genesis of the Ayazmant Fe–Cu skarn deposit in Ayvalik, (Balikesir), Turkey. Ore Geology Re-

views, 37 (3 - 4): 175 - 201. DOI. 10.1016/j.oregeo-rev.2010.03.002. Elsevier B.V.

Zhao, B., J. Zhao, Z. Li, Z. Zhang, Z. Peng, 2003. Characteristics of melt inclusions in skarn mine-rals from Fe, Cu (Au) and Au (Cu) ore deposits in the region from Daye to Jiujiang. Science in China (Series D), 46 (5): 481 - 497.


Skarn de Cu

Identificación

Sinónimos. Cu Pirometasomático. Cu metaso-mático de contacto


Productos. Cu, Au

Subproductos. Ag, Mo, W, magnetita.

Tipos de depósitos asociados. Cu - Mo ± Au porfírico. Skarn de Pb - Zn. Skarn de Au. Skarn de Fe, skarn de Fe - Cu. Ag - Au epitermal de sulfu-ración intermedia

Ejemplos mundiales. Mines Gaspé (Quebec, Canadá), Ruth, Mason Valley y Copper Canyon (Nevada, USA), Carr Fork (Utah, USA), Ok Te-di (Papúa Nueva Guinea), Rosita (Nicaragua), Memée (Haití).

Ejemplos cubanos. Arimao Norte (Cienfuegos) Los Asientos de Tamarindo y Cañada Honda (Las Tunas).


Ambiente geodinámico. Cinturones orogénicos relacionados con zonas de subducción. Se ubi-can en la periferia de cuerpos intrusivos encaja-dos en rocas carbonatadas en ambiente de arco volcánico cordillerano y de arco volcánico insular. Los depósitos formados en arcos volcánicos in-sulares tienden a asociarse con rocas más máfi-cas, mientras que en arcos cordilleranos tienden a ser más félsicas.

Ambiente deposicional. Cuerpos intrusivos cal-coalcalinos emplazados a profundidades so-meras en secuencias de rocas carbonatadas y volcanitas calcáreas, principalmente stocks. En-tre los depósitos de este tipo pueden distinguirse los asociados con intrusivos con mineralización cuprífera porfírica, los cuales suelen ser de ma-yor tonelaje y más baja ley, y los asociados con cuerpos intrusivos estériles, por lo común forma-dos a mayores profundidades que los primeros. La mayoría de estos depósitos se relacionan con intrusivos porfíricos oxidizados (serie magnetita), siendo común la presencia de zonación minera-lógica en ellos. Aquellos que aparecen espacial-mente asociados con intrusivos reducidos (de la serie ilmenita), pueden estar enriquecidos en W, Zn, Mo Bi, As y Au.

Rocas hospederas y asociadas. Stocks porfí-ricos, diques y chimeneas de brechas de rocas ígneas medias a félsicas (diorita, cuarzo - diori-ta, andesita, granodiorita, monzogranito, granito, tonalita, dacita y riolita) encajadas en rocas car-bonatadas, volcanitas, piroclastos y tobas calcá-reas, calizas, dolomitas y lutitas calcáreas.

Edad de la mineralización. Es abundante en el Fanerozoico, pero puede ser de cualquier edad.

Forma del depósito. El contorno de los cuerpos minerales es irregular en grado variable, adoptan-do forma estratiforme, tabular, lenticular, de tubo vertical o irregular.

Zonación del depósito. Suelen presentar zo-nación, con calcopirita ± pirita ± magnetita en la zona más interna granático - piroxénica, Bornita ± calcopirita ± esfalerita ± tennantita en la zona, más externa, de idocrasa y/o wollastonita. Adicional-mente puede observarse una zonación en el co-lor de los granates, el cual pasa de pardo rosáceo oscuro en la zona proximal a verde y amarillo en la zona distal. La mineralogía de sulfuros y las re-laciones entre metales también pueden presentar zonación con respecto al cuerpo intrusivo fuente.

En skarns de gran tamaño puede presentarse una zonación a gran escala, donde la composi-ción mineralógica varía de granática en su parte proximal a piroxénica en la distal, que suele ser acompañada por un cambio en la composición media de la mena (de Cu y Fe en la parte proxi-mal y de Au en la distal).

Mineralogía de mena. Principales: calcopirita y pirita. Subordinados: magnetita, bornita, calcoci-ta, esfalerita, hematites, pirrotita. Raros: bismu-tinita, Au nativo, galena, cosalita, arsenopirita, enargita, tennantita, tetraedrita, löllingita, cobalti-na, scheelita. Oxidados: malaquita, azurita, cern-yita, limonita, hematites, goethita.

La presencia de rocas dolomíticas encajantes suele traer aparejada la presencia de filones de magnetita masiva, las que pueden ser minadas a escala local como mena de Fe. En este caso, la hematites también es generalmente común. En los skarns magnesianos ricos en monticelita, bor-nita y calcocita pueden ser más abundantes que pirita y calcopirita.

Mineralogía de ganga. Principales: granates (andradita y grosularia). Subordinados: Diópsido - hedenbergita, hornblenda, idocrasa (vesubiani-ta), wollastonita, tremolita, actinolita, clorita, cuar-

zo, epidota, biotita, sericita y calcita. Los skarns de Cu magnesianos también contienen olivino, serpentina, monticelita y brucita. Se caracterizan por presentar un alto contenido de granates y una alta razón granate/clinopiroxeno.

Texturas y estructuras. Textura masiva, grano-blástica, bandeada, vetítica, diseminada, de stoc-kwork y de reemplazamiento, con granulometría gruesa a fina en el exoskarn. Hay texturas cor-neanas e ígneas en el endoskarn.

Alteraciones hidrotermales. Regresivo: cloriti-zación y argilitización. De endoskarn: feldespati-zación, epidotización, sericitización.

Controles de mena. Magmático: contactos de rocas encajantes con rocas intrusivas. Minerali-zación cuprífera vetítica de stockwork y disemi-nada es común en el endoskarn y en el exoskarn, acompañando usualmente a la alteraciones de retrogrado.

Modelo genético. Estos depósitos se forman a temperaturas entre 300 0C y 550 0C. Su rela-tivamente abundante contenido de magnetita y hematites indica la naturaleza oxidizada del am-biente físico - químico de formación de la mine-ralización, la cual puede estar genéticamente relacionada con intrusivos porfíricos mineraliza-dos o estériles. En el segundo caso, los depósitos tienden a ser de pequeño tamaño. El origen del S presente en la mena es principalmente mag-mático.

En el caso de los skarns cálcicos asociados ge-néticamente con intrusivos porfíricos hidratados cupríferos, hay relación entre el desarrollo de las alteraciones hidrotermales en el intrusivos y la del skarn. Así, la alteración potásica temprana en el intrusivo es contemporánea con el desarrollo del exoskarn cálcico progresivo granático - piroxéni-co, en el cual, desde el contacto intrusivo hacia afuera, se forma andradita y a continuación gro-sularia. Los piroxenos pasan del diópsido a la he-denbergita, ocupando la wollastonita la posición más externa. La razón granate/piroxeno disminu-ye desde el contacto con el intrusivo hacia afue-ra. En la parte más externa del skarn, es común la formación de mármol. El exoskarn magnesia-no, a su vez, progresa de dolomita a olivino, pa-ra pasar a formar con posterioridad los minerales regresivos tremolita, actinolita, talco, serpentina, flogopita, clorita y anhidrita. Los fluidos causantes de la alteración sericítica en el intrusivo porfírico causan la formación del skarn regresivo epidóti-co - actinolítico, así como la silicificación y la ar-

gilitización, además de la precipitación de pirita dentro del skarn. Estos minerales regresivos se superponen a los progresivos, haciendo más va-riada la composición mineralógica del skarn, con la incorporación de tremolita-actinolita, esmecti-ta, siderita, calcita, talco, epidota, clorita, así co-mo de sulfuros. En algunos casos, esta alteración regresiva puede llegar a ser muy intensa, destru-yendo la mayor parte del granate y el piroxeno for-mado durante la etapa progresiva. Por otra parte, si la mineralización porfírica de Cu - Mo ± Au lle-ga a la frontera intrusivo - exsoskarn, entonces es común que continúe dentro sin interrupción de él, dando lugar a un depósito mixto. (Meinert, 2001; Laznicka, 2010).

En cuerpos intrusivos con mineralización de Cu - Mo ± Au porfírica, la presencia de endoskarn es ra-ra, en contraste con los depósitos genéticamente asociados con cuerpos intrusivos estériles. En este último caso, en el endoskarn predominan la epidota, la actinolita y la clorita, a la vez que el desarrollo de los minerales regresivos es menos intenso.


Firma geoquímica. Litogeoquímica: Cu, Au, Ag, Pb, Zn. Las anomalías más interiores suelen ser de Cu - Au - Ag, pasando a Zn - Pb - Ag hacia la parte exterior del depósito. En el caso de los de-pósitos asociados con intrusivos reducidos pue-den presentarse además anomalías de Co - As - Sb - Bi - Mo - W. Los exoskarns cálcicos gene-ralmente son ricos en Fe y S y pobres en Al y Mn.

En depósitos reducidos, en las inclusiones flui-das el CH4 parece ser ligeramente más abundan-te que el CO2, mientras que el segundo es más abundante en los oxidizados (Meinert, 2001).

Firma geofísica. Anomalías electromagnéticas, magnéticas positivas y de polarización induci-da. La intensidad de las anomalías magnéticas depende básicamente de su contenido de mag-netita. Pueden tener anomalías gravimétricas producto de su alta densidad.

Otras guías de exploración. Las áreas cerca-nas a depósitos de Cu - Mo ± Au porfíricos son favorables para la presencia de depósitos de este tipo, sobre todo si hay presente secuencias car-bonatadas.



Ley y tonelaje. La masa de mena es (Jones y Menzie, 1986) de 34 mil toneladas de mena, con 0,7 % de Cu para el 90 percentil, de 560 mil tone-ladas, con 1,7 % de Cu, para el 50 percentil y de 9,2 millones de toneladas de mena, con 4 % de Cu, 36 g/t de Ag y 2,8 g/t de Au, para el 10 per-centil. La ley de Cu promedio es de 1 % a 2 %, oscilando normalmente la masa de mena entre 1 millón de toneladas y 100 millones de toneladas, aunque pueden exceder los 300 millones de to-neladas (Ray, 1995).

Limitaciones económicas. Los depósitos de es-te tipo, por lo general, son de tamaño pequeño.

Importancia. Subordinada con respecto a la de otros tipos de depósitos, como los de Cu – Mo ± Au porfírico, con los cuales en no pocos lugares aparecen espacialmente asociados. Los skarns calcáreos de Cu tienen mayor importancia eco-nómica que los magnesianos.

Bibliografía

Jones, G. M., W. D. Menzie, 1986. Grade and ton-nage model of Cu skarn deposits, en Cox, D.P. and Singer, D.A., eds., Mineral deposit models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693: 86-89.



Ray, G. E., 1995. Cu Skarns; en Selected Briti-sh Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Co-lumbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 59-60.

Skarn de Au

Identificación

Sinónimos. Au pirometasomático. Au metasomá-tico de contacto.


Productos. Au.

Subproductos. Cu, Ag.

Tipos de depósitos asociados. Placer de Au. Skarn de Cu, Cu - Mo ± Au porfírico. Au - Ag tipo Mother Lode, Au tipo Carlin. Vetas auríferas rela-cionadas con intrusivos reducidos

Ejemplos mundiales. Fortitude, McCoy y Tom-boy-Minnie (Nevada, USA), Buckhorn Mountain (Washington, USA), Nixon Fork (Alaska, USA), Wabu Ridge (Papúa Nueva Guinea), Kuru-Tege-rek (Kirguizistán) Thanksgiving (Filipinas), Browns Creek (Nueva Gales del Sur, Australia), Mount Bi-ggenden (Queensland, Australia), Savage Lode, Coogee (Australia Occidental, Australia), Nambija (Ecuador), Wabu (Indonesia).

Ejemplos cubanos. Abucha, Jobabo I (Cama-güey).


Ambiente geodinámico. La mayoría de los skarns de Au se encuentran en cinturones oro-génicos cordilleranos y de colisión (principalmen-te del tipo continente - continente), asociados a magmatismo intracontinental –controlado por fa-llas– y a márgenes cratónicos reactivados. En los ambientes de colisión, los depósitos se forman en un régimen de descompresión y de aumen-to del gradiente geotérmico, durante la transición del régimen tectónico compresivo al extensional. También pueden aparecer en arcos volcánicos insulares, tanto en ambientes de arcos como de trasarco.

Ambiente deposicional. La mayoría de los de-pósitos se albergan dentro de skarns calcáreos (granático - piroxénicos o granático - epidóticos), pues son raros los hospedados en skarns mag-nesianos. Las zonas de fracturas, márgenes de sills y diques, así como las charnelas de los plie-gues, son los sitios más favorables para el desa-rrollo de este tipo de mineralización aurífera. Los cuerpos intrusivos asociados con la mineraliza-

ción suelen ser porfíricos y pueden ser del tipo reducido u oxidizado.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas carbo-natadas, clásticas y volcanoclásticas calcáreas cortadas por intrusivos calcoalcalinos, general-mente porfíricos, de gabro, diorita, cuarzo - diorita y granodiorita. También se presentan asociados con intrusiones alcalinas y de afinidad shoshoní-tica. La mineralización económica raras veces se desarrolla en el endoskarn.

Edad de la mineralización. Fanerozoico, más abundantes en el Cenozoico y en el Mesozoico.

Forma del depósito. Lenticular, tabular, estrati-forme o irregular, presentado sus contornos un grado variable de irregularidad. Pocas veces pre-sentan forma de cuerpos verticales semejantes a chimeneas, ubicados a lo largo de estructuras permeables.

Zonación del depósito. Los skarns cálcicos ri-cos en piroxenos pueden presentar cierta zona-ción mineralógica, con granos minerales más gruesos en la parte más proximal y más finos en la parte principal del depósito. En los skarns pi-roxénicos y epidóticos, la mineralización suele desarrollarse en la parte más externa. Por el con-trario, en los skarns granáticos, la mena aurífera suele encontrarse en la parte interior, en posición proximal con respecto al intrusivo.

En cuerpos de skarn de gran tamaño puede pre-sentarse una zonación a gran escala, consistente en una variación de su composición, que pasa de ser granática en su parte proximal a ser piroxéni-ca en la distal, modificación que suele ser acom-pañada por un cambio en la composición media de la mena (de Cu y Fe en la parte proximal a Au en la distal).

Mineralogía de mena. La mineralogía varía de acuerdo con el tipo de skarn, en respuesta al tipo de roca encajante con la que interactúa el intrusi-vo que le da origen. Así, para los skarn calcáreos se distinguen tres casos:

• Skarn granático. Principales: Au nativo, calco-pirita, pirita, arsenopirita, esfalerita, magnetita. Subordinados: pirrotita, teluros, galena, bismuti-nita. Generalmente presentan bajos contenidos de sulfuros, con una baja relación pirrotita / pi-rita.

• Skarn piroxénico. Principales: pirrotita, arse-nopirita. Subordinados: calcopirita, pirita, Au


nativo, electrum, teluros (hedleyita, tetradimita, altaíta, hessita), esfalerita, bismutinita, bismuto nativo, cobaltita, maldonita. Suelen tener abun-dantes sulfuros, con una alta relación pirrotita / pirita.

• Skarn epidótico. Principales: Au nativo, calco-pirita, pirita, arsenopirita, hematites, magnetita. Subordinados: pirrotita, galena, esfalerita, telu-ros. Presentan alto o moderado contenido de sulfuros, con bajas relaciones pirrotita / pirita.

Los skarns magnesianos, por su parte, presentan Au nativo, pirrotita y pirita como minerales prin-cipales, con calcopirita, magnetita, galena y te-traedrita, arsenopirita e Iöllingita como minerales subordinados.

El Au suele aparecer como micro-inclusión dentro de sulfuros como la arsenopirita, o en la frontera entre granos de sulfuros, aunque también pue-de aparecer en los minerales silicatados de skarn (Laznicka, 2010). También se asocia frecuente-mente con minerales de Bi o con teluros, siendo sus granos del orden de los 40 micrones. La ma-yoría de los depósitos de alta ley (5-15 g/t Au), se asocian con intrusivos de tipo reducido (pertene-cientes a la serie ilmenita, con Fe+3/Fe+2 < 0,75), que se distinguen por ser skarns piroxénicos, con clinopiroxenos rico en Fe, presentando a veces grandita en la zona proximal, y por la granulome-tría generalmente fina a media de los minerales, producto de la naturaleza clástica y rica en ma-teria orgánica de su protolito. Los de baja ley de Au (de 1 g/t a 5 g/t) suelen estar asociados con intrusivos oxidizados (de la serie magnetita) y contienen concentraciones, habitualmente sube-conómicas, de Cu, Pb y Zn (Meinert, 2001).

Entre los minerales oxidados aparecen hemati-tes, goethita, arcillas, óxidos de Mn, marcasita, minerales supergénicos de Cu y otros como clau-detita (As2O3) y willemita (Zn2SiO4).

Mineralogía de ganga. La mineralogía varía de acuerdo con el tipo de skarn, en respuesta al tipo de roca encajante con la que interactúa el intru-sivo que le da origen. Así, para los skarns calcá-reos se distinguen tres casos.

• Skarn granático. Principales: granates (gro-sularia - andradita), diópsido. Subordinados: idocrasa (vesubianita), wollastonita, feldespa-to K, biotita, esfena, epidota, apatito, grandita (granate pobre en Mn) clorita, clinozoisita, tre-molita - actinolita, sericita, prehnita. Raros: do-lomita, siderita.

• Skarn piroxénico. Principales: Diópsido, he-denbergita, granates, biotita. Subordinados: fel-despato K, grandita, wollastonita, vesubianita, epidota, clinozoisita, clorita, escapolita, tremo-lita - actinolita, sericita y prehnita. Raros: rutilo, axinita y esfena. Se caracteriza por su alta rela-ción piroxenos/granates.

• Skarn epidótico. Principales: epidota. Subor-dinados: clorita, tremolita - actinolita, cuarzo, feldespato K, granates, vesubianita, diópsido - hedenbergita y carbonatos (tardíos).

Pueden encontrarse composiciones mineralógi-cas intermedias entre las tres variedades princi-pales de skarn cálcico arriba descritas. Hay casos de skarns enriquecidos en B, como el depósito Wabu Ridge, en los que se ha reportado datolita (Laznicka, 2010). También hay casos donde la ar-senopirita es el mineral de mena principal (Hed-ley en British Columbia, Canadá, y Zloty Stok en Polonia). En cuanto a los skarns magnesianos, estos presentan olivino, hedenbergita, granates, concodrita, forsterita, monticelita, serpentina, epi-dota, vesubianita, tremolita - actinolita, flogopita, talco, feldespato K, clorita.

Texturas y estructuras. Masiva, granoblástica y bandeada, vetítica. A veces aparecen algunas texturas de cornificación en el exoskarn. En el en-doskarn se presentan texturas ígneas.

Alteraciones hidrotermales. Cloritización, seri-citización, silicificación, biotitización, carbonatiza-ción, feldespatización y caolinitización. Alteración propilítica y argílica (montmorillonita, nontronita, esmectita e illita) en skarns magnesianos.

Controles de mena. Estructural: márgenes de intercepciones entre sills y diques, contactos de sills con fallas, ejes de pliegues y zonas de falla o permeables bajo tensión. Litológico: se asocian con la presencia de rocas carbonatadas.

Modelo genético. Los depósitos de skarn, en general, son el resultado de la interacción que ocurre entre el calor magmático generado por un cuerpo intrusivo, los fluidos hidrotermales deriva-dos del magma silicatado y las rocas sedimenta-rias más frías que encajan al intrusivo. A escala mundial, existe una asociación espacial y genéti-ca entre el desarrollo de la mineralización porfíri-ca y la aurífera en skarn cálcico. Los skarn ricos en piroxenos tienden a hospedarse en secuen-cias mayoritariamente limolíticas, formando parte de sistemas hidrotermales ricos en S y relativa-mente reducidos. En tanto, los granáticos tienden

a albergarse en secuencias carbonatadas y a de-sarrollarse en condiciones físico - químicas más oxidizadas, acompañados por sistemas hidroter-males más pobres en S. La temperatura de for-mación suele estar entre 150 0C y más de 700 0C. En este sentido, los resultados de inclusiones flui-das indican que el granate y el piroxeno progresivo tienen temperaturas de homogenización de hasta 730 0C en el primer caso y de hasta 695 0C en el segundo, con salinidades altas, de hasta 33 % de NaCl equivalente en peso. Por su parte, la esca-polita, la epidota y la actinolita presentan tempe-raturas de homogenización de 320 0C a 400 0C, 255 0C a 320 0C y de 320 0C a 350 0C respectiva-mente (Meinert, 2001). La fuente del S presente es esencialmente magmática.

Se considera que la mayoría de la mineralización aurífera se precipita en el skarn durante la fase regresiva, junto con la fase principal de minerali-zación sulfurosa (Chen et al, 2007), muchas ve-ces acompañada de sericitización y silicificación. Por ello, los skarns auríferos suelen caracterizar-se por un intenso desarrollo del skarn regresivo. Esta mineralización de Au y sulfuros puede for-marse en múltiples pulsos. Los depósitos aso-ciados con intrusivos reducidos y encajados en secuencias ricas en materia orgánica suelen ser más ricos en Au, por cuanto el ambiente físico - químico es más favorable para el transporte y la precipitación del Au por y desde los fluidos mine-ralizados. En el caso de los depósitos asociados con intrusivos oxidizados, estos son más favora-bles para el desarrollo de mineralización de me-tales base.


Firma geoquímica. Anomalías pedogeoquími-cas, de flujo de dispersión o litogeoquímicas de Au, Ag, As, Cu y Zn, con Bi, Co, Ni, Sb, Te, Se y Cd en algunos depósitos. Puede observarse al-guna zonación perpendicular al skarn, principal-mente en el comportamiento de las relaciones Cu/Au, Ag/Au y Zn/Au. Las menas de Au en skar-ns granáticos y piroxénicos suelen tener valores de Cu/Au inferiores a 2000.1, de Zn/Au menores de 100.1 y de Ag/Au inferiores a 1.1 (Ray, 1997).

Firma geofísica. Los depósitos oxidizados pue-den dar anomalías magnéticas positivas, cuya intensidad está en función de su contenido de magnetita y pirrotita. No obstante, la presencia de pirita y cuarzo pueden hacer que el depósi-to carezca de respuesta magnética diferenciada en relación con el medio encajante. Los depósitos asociados con intrusivos reducidos pueden tener

asociados mínimos magnéticos. Estudios gravi-métricos detallados pueden distinguir los depó-sitos de skarn en virtud de su alta densidad. El PI y los métodos electromagnéticos de muy baja frecuencia pueden ayudar en la detección de los depósitos.

Otras guías de exploración. Cuando estos de-pósitos afloran en climas húmedos tropicales, suelen formar rasgos positivos en el relieve. Cri-terios de favorabilidad son la presencia de skarn granático cuprífero proximal envuelto por exten-sas zonas de skarn pioroxénico (rico en heden-bergita o diópsido) y la presencia de intrusivos no diferenciados ricos en Fe, con baja relación Fe2O3/FeO. Volcanitas calcáreas permeables atravesadas por intrusivos porfíricos alcalinos pueden contener skarns epidóticos enriquecidos en Au microdisperso (Ray, 1997).


Ley y tonelaje. La masa de mena es de 1 300 toneladas para el 90 percentil, de 280 mil tonela-das para el 50 percentil y de 9,8 millones de to-neladas de mena para el 10 percentil (Theodore et al, 1991). La masa de mena de los depósitos varía entre 400 mil toneladas y 13,5 millones de toneladas, con un contenido medio de 2 a 6 g/t de Au, aunque puede llegar hasta 15 g/t de Au (Ray 1997), con un contenido medio de Ag de 5,0 g/t (Theodore et al, 1991).

Limitaciones económicas. Otros tipos de de-pósitos, incluidos otros tipos de skarns, produ-cen Au como subproducto, por lo que tienden a resultar más competitivos que los skarns de Au. Los skarn reducidos, con mayor contenido de Au, suelen carecer de productos acompañantes (Mei-nert, 2001)

Importancia. Su aporte al abastecimiento mun-dial de Au es relativamente pequeño en relación con la producción aportada por otros tipos de de-pósitos, pero puede ser de importancia a escala regional, tal como ocurre en la R. P. China, país donde contienen el 20 % de los recursos de Au (Chen et al, 2007).

Comentario. En algunos skarns de Au se ha ha-llado vesubianita y epidota con hasta un 20% de Elementos de Tierras Raras (ETR, Meinert, 2001), con tendencia a concentrarse también en granates, epidota, idocrasa y allanita.


Bibliografía

Chen Yan-Jing, Hua-Yong Chen, Khin Zaw, Fran-co Pirajno, Zeng-Jie Zhang, 2007. Geodynamic settings and tectonic model of skarn gold depo-sits in China. An overview. Ore Geology Reviews, 31: 139–169. Disponible en línea www.science di-rect.com.



Ray, G. E., 1997. Au Skarns; en Geological Field-work 1997, British Columbia Ministry of Employ-ment and Investment, Paper 1998-1.24H-H4.

Theodore, T. G., G. J. Orris, J. M. Hammarstrom, J. D. Bliss, 1991, Gold-bearing skarns. U.S. Geo-logical Survey Bulletin 1930, 61 p.

Skarn de Pb - Zn

Identificación

Sinónimos. Pb - Zn pirometasomático. Pb - Zn metasomático de contacto, skarn de Zn.


Productos. Pb, Zn, Ag.

Subproductos. Cu, Au, Cd, W.

Tipos de depósitos asociados. Ag - Au epiter-mal de sulfuración intermedia, skarn de Cu, skarn de W y skarn de Fe. Cu - Mo ± Au porfírico. Man-tos de Pb - Zn.

Ejemplos mundiales. Quartz Lake (Yukon, Ca-nadá), Groundhog (New México, USA), Darwin (California, USA) San Antonio, Santa Eulalia y Naica (México), Yeonhwa-Ulchin (Corea del Sur), Nakatatsu (Japón), Shuikoushan y Tienpaoshan (China).



Ambiente geodinámico. Se asocia con magma-tismo intrusivo en arcos volcánicos cordilleranos, pero son poco frecuentes en arcos volcánicos de islas.

Ambiente deposicional. Se presentan asocia-dos con stocks, sills y diques a profundidades someras. También se forman a niveles más pro-fundos, aunque con menos frecuencia, asocia-dos con batolitos. Los cuerpos intrusivos suelen ser calcoalcalinos y de composición media a fél-sica. Los depósitos se presentan a lo largo de contactos ígneos o estratigráficos y asociados a fallas y por lo común carecen de aureolas meta-mórficas centradas en el skarn. Con frecuencia se encuentran en posición distal, pero siempre en la vecindad de los cuerpos intrusivos con los que se asocian genéticamente. Los depósitos proxi-males a los intrusivos suelen ser más ricos en Cu y W, mientras que los distales suelen presentar más altos contenidos de Pb, Ag y Mn (Ray, 1995).

Rocas hospederas y asociadas. Calizas, már-mol, marga, tobas calcáreas, arenisca y limolita carbonatada y rocas calcosilicatadas. Las rocas ígneas asociadas suelen ser diorita, andesita, granodiorita, granito, dacita, leucogranito, cuar-zo-monzonita y sienita.

Edad de la mineralización. Principalmente del Fanerozoico, aunque pueden ser de cualquier edad.

Forma del depósito. Tabular, cuerpos subverti-cales en forma de chimenea o vetas. Los depó-sitos formados en niveles estructurales más altos o en posición distal con respecto a los cuerpos intrusivos fuentes de calor y de metales tienden a ser de mayor tamaño que los originados a mayo-res profundidades y/o en posición más proximal.

Zonación del depósito. Tienden a presentar una reducción de los piroxenos y un aumento del contenido de granates desde el cuerpo intrusivo fuente hacia afuera. A escala de distrito mineral, la zonación típica observada, del intrusivo hacia afuera, es: Intrusivo alterado – endoskarn – gra-nates – piroxenos – piroxenoides. En una posición aún más distal pueden encontrarse depósitos del tipo manto (Meinert, 2001). Si afloran puede pre-sentar gossans ricos en Mn.

Mineralogía de mena. Principales: esfalerita, ga-lena, pirita. Subordinados: pirrotita, magnetita, ar-senopirita, calcopirita, bornita. Raros: scheelita, oro nativo, casiterita, estannita, bismutinita, te-traedrita, molibdenita y fluorita. Pueden aparecer acantita y argentita. Oxidados: cerusita, anglesi-ta, smithsonita, pirolusita, groutita, goethita.

Mineralogía de ganga. Principales: hedenber-gita, johannsenita (CaMnSi2O6), wollastonita y granates (andradita, almandino, espesartina). Su-bordinados: epidota, anfibolitas, clorita, sericita, bustamita, rodonita, ilvaita, dannemorita, rodocro-sita, axinita, vesubianita, feldespato K, turmalina. A diferencia de los skarn de Cu, en los de Pb - Zn los minerales progresivos son dominados por los piroxenos, con baja relación granate / piroxeno.

La presencia de johannsenita es muy característi-ca de este tipo de depósito, por lo que se conside-ra uno de sus principales rasgos identificadores. También se distingue por sus mineralogía de ganga, rica en Mn y Fe, pues granates, piroxenos, olivino ilvaita, wollastonita, anfíboles (actinolita a dannemorita), clorita y serpentina pueden estar enriquecidos en Mn (Meinert, 2001).

Texturas y estructuras. Masiva, granoblástica, bandeada, vetítica y diseminada en el exoskarn y texturas ígneas en el endoskarn. La granulome-tría de los minerales va desde gruesa hasta fina. Los granates pueden presentar estructura zona-da.


Alteraciones hidrotermales. Epidotización, seri-citización, cloritización, silicificación, calcitización. Puede observarse descarbonatización en las ro-cas encajantes carbonatadas. El desarrollo del endoskarn es variable en alto grado, aunque en el caso de muchos depósitos distales, se desco-noce su naturaleza.

Controles de mena. Litológico: presencia de ro-cas carbonatadas. Magmático: presencia de ro-cas ígneas, principalmente medias y félsicas. Estructural: contactos litológicos y estructura-les (ígneos y tectónicos). Los depósitos pueden ser distales, ubicados a distancias entre 100 m y 1000 m de los intrusivos con los cuales se aso-cian genéticamente.

Modelo genético. La mineralización en los skarn de Pb – Zn transcurre en un rango de temperatu-ras más bajo que en otros tipos de depósitos de la familia de los skarns, el que oscila entre 190 0C y 360 0C. Los fluidos hidrotermales pueden ser de baja salinidad (1 % - 10 % de NaCl equivalente) o de alta salinidad (30 % - 45 % NaCl equivalen-te). La magnitud de la mineralización y el grado de desarrollo del skarn dependen del volumen de fluido desprendido de la fuente magmática que le da origen, de la permeabilidad de las rocas en-cajantes y, en consecuencia, de la distancia a la cual es transportado. Igualmente depende de la profundidad de emplazamiento del magma. La fuente de S es esencialmente magmática.


Firma geoquímica. Pb, Zn, Ag, Cu, Mn, As, Bi, W, F, Sn, Mo, Co, Sb, Cd y Au. El exoeskarn es rico en Fe, S y Mn y pobre en Al.

En las inclusiones fluidas de depósitos asociados con intrusivos reducidos el CH4 (metano) parece ser ligeramente más abundante que el CO2 (dióxi-do de carbono), mientras que el segundo es más abundante en los asociados con intrusivos oxidi-zados (Meinert, 2001).

Firma geofísica. Generalmente presentan claras anomalías de PI. Los cuerpos minerales ricos en galena pueden presentar anomalías gravimétri-cas de Bouguer asociadas, mientras que los ri-cos en pirrotita pueden ser detectados mediante la magnetometría, al generar anomalías magnéti-cas positivas (Ray, 1995).

Otras guías de exploración. Potentes capas de calizas en posición distal con respecto a stocks de granitoides, presencia de trampas estructura-

les y contactos litológicos e ígneos. La presencia de la mineralogía típica de skarn permite separar este tipo de mineralización de otros modelos que también son portadores de Pb - Zn. La presencia de depósitos pequeños y de ocurrencias mine-rales ricas en Mn puede constituir una guía de exploración en zonas pobremente afloradas y/o poco estudiadas.


Ley y tonelaje. Los depósitos de este tipo tien-den a ser de pequeño tamaño, con una masa de mena inferior a los 3 millones de toneladas, aun-que pueden alcanzar hasta 45 millones de tone-ladas. La masa de mena, para el 90 percentil es de 160 mil toneladas, con ley de 2,7 % de Zn y 0,87 % de Pb. La masa de mena es de 1,4 millo-nes de toneladas para el 50 percentil, con 5,9 % de Zn, 2,8 % de Pb y 58 g/t de Ag. Para el 10 per-centil la masa de mena asciende a 12 millones de toneladas, con leyes de 13 % de Zn, 7,6 % de Pb y 290 g/t de Ag (Mosier, 1986). Por lo general, presentan entre 6 % y 15 % de Zn, pudiendo es-tar acompañado por hasta 150 g/t de Ag, 1 g/t - 2 g/t de Au y por concentraciones significas de Cd. Aunque su contenido de Cu suele ser inferior al 0,2 % - 0,5 % (Ray, 1995), puede contener con-centraciones significativas de este metal, como ocurre en el depósito Ruwai (Kalimantan, Indo-nesia), donde alcanza un promedio de 2,49 % de Cu (Idrus, et al, 2011). La relación Zn: Pb suele variar entre 1:1 y 2:1.

Limitaciones económicas. Por lo común son de pequeño tamaño.

Importancia. Subordinada a nivel mundial. Hay importantes depósitos en Méjico, China, U.S.A. y Argentina.

Bibliografía

Arifudin, I., L. D. Setijadji, F. Tamba, F. Anggara, 2011. Geology and characteristics of Pb-Zn-Cu-Ag skarn deposit at Ruwai, Lamandau regency, central Kalimantan. J. SE Asian Appl. Geol., 3 (1): 54 - 63.

Einaudi, M. T., L. D. Meinert, R. J. Newberry, 1981. Skarn Deposits; en Seventy-fifth Anniversary Vo-lume, 1906-1980, Skinner, B. J., Editor, Economic Geology Publishing Co.: 317-391.

Idrus, A., J. Kolb, F. M. Meyer, J. Arif, D. Set-yandhaka S. Kepli, 2009. A Preliminary study on skarn-Related calc-silicate rocks associated wi-

th the Batu Hijau porphyry copper-gold deposit, Sumbawa Island, Indonesia. Resource Geology, 59 (3): 295-306.



Mosier, D. L., 1986. Grade and tonnage model of Zn-Pb skarn deposits, in Cox, D. P. y D. A. Sin-ger, eds., Mineral deposit models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693: 90 - 93.

Ray, G. E., 1995. Pb-Zn Skarns, en Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volu-me 1 -Metallics and Coal, Lefebure, D. V., G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy of Employment and Investment, Open File 1995-20:61-62.


Skarn de Mo

Identificación

Sinónimos. Mo pirometasomático. Mo metaso-mático de contacto.


Productos. Mo.

Subproductos. W, Cu, Pb, Zn, Sn, Bi, U, Au.

Tipos de depósitos asociados. Cu - Mo ± Au porfírico, vetas de W, skarn de Sn, skarn de W.

Ejemplos mundiales. Mount Tennyson (Nue-va Gales del Sur, Australia), Little Boulder Creek (Idaho, USA), Cannivan Gulch (Montana, USA), Azegour (Marruecos), Yangchiachangtze (China).



Ambiente geodinámico. Magmatismo orogéni-co tardío cortante a secuencias carbonatadas de margen continental en ambiente de colisión. In-trusivos con mineralización porfídica portadora de Mo en arcos volcánicos insulares.

Ambiente deposicional. Los depósitos tienden a desarrollarse cerca de los contactos ígneos en-tre cuerpos intrusivos y rocas encajantes. Los in-trusivos son representados por stocks y diques de composición félsica, comúnmente de granitos leucocráticos.

Rocas hospederas y asociadas. Cuarzo - mon-zonita, granito, pegmatitas y aplitas, rocas sedi-mentarias carbonatadas y clásticas calcáreas.

Edad de la mineralización. Paleozoico y Meso-zoico, pero puede ser de cualquier edad.

Forma del depósito. Irregular. La forma de los cuerpos minerales es controlada por la disposi-ción espacial del contacto intrusivo - medio en-cajante.

Zonación del depósito. No tiene

Mineralogía de mena. Principales: molibdenita ± scheelita, Subordinados: pirrotita, powellita, cal-copirita, arsenopirita, pirita, bismutinita, esfalerita. Raros: galena, magnetita, uraninita, pechblenda, casiterita, estannita, oro nativo.

Bibliografía



Ray, G.E. (1995). Mo Skarns, in Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1 -Me-tallics and Coal, Mines, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources. Open File 1995-20: 77-78.

Mineralogía de ganga. Principales: hedenbergi-ta, granates (grosularia y andradita). Subordina-dos: wollastonita, biotita, vesubianita, anfíboles, epidota, clorita, moscovita, feldespato K, horn-blenda, cuarzo, grandaita, sericita, fluorita. En skarns magnesianos puede haber además ser-pentina y tremolita.

Texturas y estructuras. Masiva, bandeada, gra-noblástica, de granulometría gruesa a fina. A veces brechosa. Pueden aparecer texturas cor-neanas. Texturas ígneas en el endoskarn.

Alteraciones hidrotermales. Cloritización, silici-ficación, epidotización, sericitización.

Controles de mena. Litológico: presencia de ro-cas carbonatadas adyacentes a los cuerpos in-trusivos. Magmático: cuerpos ígneos félsicos.

Modelo genético. Se desarrollan asociados con intrusivos félsicos, particularmente con stocks y diques de composición leucocrática, cerca del contacto intrusivo - medio encajante. Normalmen-te la mineralización se desarrolla en skarns cál-cicos, pero se conocen casos hospedados en skarns magnesianos. Estos depósitos se forman en ambiente físico - químico reducido, con eleva-da actividad de flúor (Meinert, 2001).


Firma geoquímica. Anomalías geoquímicas de Mo, Zn, Cu, Sn, Bi, As, F, Pb, U, Sb, Co ± Au.

Firma geofísica. Anomalías magnéticas positi-vas y de PI.

Otras guías de exploración. Presencia de intru-sivos félsicos y de rocas carbonatadas.


Ley y tonelaje. La masa de mena suele oscilar entre las 100 mil toneladas y los 2 millones de toneladas, con ley de mena entre 0,1 % y 1% de MoS2 (Ray, 1995). W y Cu son los subproductos más comúnmente recuperados cuando esto es económicamente posible (Meinert, 2001).

Limitaciones económicas. Suelen ser de pe-queño tamaño y por ello son menos atractivos que los depósitos de Mo porfírico desde el punto de vista económico.

Importancia. Su aporte al suministro mundial de Mo es poco significativo.


Skarn de Sn

Identificación

Sinónimos. Sn pirometasomático. Sn metaso-mático de contacto.


Productos. Sn.

Subproductos. W, Zn, Fe.

Tipos de depósitos asociados. Skarn de W, ve-tas de W, skarn de Sn, skarn de W, greisen de Sn - Be, Sn - Ag en vetas y Sn en manto.

Ejemplos mundiales. JC (Yukon, Canadá), Moi-na, Mount Lindsay, Mt. Garnet (Tasmania, Austra-lia), Lost River (Alaska, USA).



Ambiente geodinámico. Depósitos orogénicos tardíos o postorogénicos formados en ambiente de colisión, asociados con intrusivos félsicos ri-cos en sílice. También se relacionan con el mag-matismo félsico de la fase más temprana de desarrollo de los rifts. Igualmente pueden apare-cer en ambientes cratónicos, asociados con in-trusivos félsicos generados por fusión parcial de corteza continental.

Ambiente deposicional. Los depósitos tienden a formarse en niveles profundos, asociados con la presencia de intrusivos félsicos muy diferencia-dos, en contacto con rocas sedimentarias ricas en carbonatos.

Rocas hospederas y asociadas. Secuencias sedimentarias carbonatadas o clásticas calcá-reas, cortadas por intrusivos félsicos diferencia-dos reducidos (de la serie ilmenita) de los tipo I y S, representados por stocks y batolitos. Rocas intrusivas: granito, adamalita y cuarzo - monzoni-ta. En dependencia de la composición de la roca encajante, el skarn puede ser calcáreo o magne-siano.

Edad de la mineralización. Principalmente del Paleozoico y Mesozoico, pero puede ser de cual-quier edad.

Forma del depósito. Estratiforme, en stockwork, vetiforme, en forma de chimenea o irregular,

retenido en los minerales de skarn, de los cuales no puede ser recuperado económicamente. La presencia de una etapa intensa de skarn regre-sivo o de greisen es, en este sentido, de gran im-portancia, pues durante ellas puede ser liberado el Sn contenido en los minerales de skarn más tempranos (malayaíta, granate, esfena, anfíboles, idocrasa y epidota), para ser nuevamente preci-pitado en forma de óxidos o sulfuros. Esto expli-ca por qué los cuerpos minerales más atractivos se localizan en la parte distal de grandes skarns, donde se presentan reemplazamientos de óxidos o sulfuros masivos con poco Sn retenido en los minerales arriba mencionados (Meinert, 2001).


Firma geoquímica. Anomalías geoquímicas de Sn, W, F, Be, Bi, Mo, As, Zn, Cu, Rb, Li, Cs y Re. Skarns magnesianos de Sn portadores de bora-tos pueden presentar enriquecimiento en B. La asociación de Sn, F, B, Be, Li, W, Mo y Rb en me-na y rocas ígneas relacionadas es distintiva de este tipo de depósito, lo cual permite distinguir-lo de otros tipos de depósitos de skarn (Meinert, 2001).

Firma geofísica. Anomalías magnéticas, de PI y posiblemente radiométricas.

Otras guías de exploración. Presencia de se-cuencias carbonatadas cortadas por intrusivos félsicos reducidos.


Ley y tonelaje. La masa de mena para el 90 percentil es de 1,5 millones de t, con una ley de 0,13 % de Sn. Para el 50 percentil la masa de mena es de 9,4 millones de toneladas, con ley de 0,31 % de Sn y para el 10 percentil, la masa de mena asciende a 58 millones de toneladas, con 0,76 % de Sn (Cox y Singer, 1986). La ley de Sn puede superar el 1 %, pero una parte del metal no es recuperable. La masa de mena suele oscilar entre 100 mil toneladas y 3 millones de toneladas, aunque los más grandes pueden alcanzar los 30 millones de toneladas (Ray, 1995).

Limitaciones económicas. La mayoría del metal contenido en minerales como malayaíta, granate, anfíboles, idocrasa y epidota no es recuperable en condiciones económicas (Ray, 1995; Meinert, 2001).

Importancia. Aunque contienen los principales recursos de Sn a nivel mundial, su producción ac-

tual es subordinada en relación con la aportada por los placeres de Sn, greisens y mantos de Sn.

Bibliografía

Cox, D. F. & Singer, D. A., eds., 1986, Mineral de-posit model. U.S. Geological Survey Bulletin 1693.



Ray, G. E. (1995). Sn Skarns; in Selected Briti-sh Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Co-lumbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 75-76.

siempre con un grado variable de irregularidad en sus contornos

Zonación del depósito. No tienen zonación.

Mineralogía de mena. Principales: casiterita, scheelita, arsenopirita, pirrotita. Subordinados: esfalerita, pirita, calcopirita, estannita, magnetita, bismutinita, ilmenita.

Mineralogía de ganga. Principales: granates cálcicos, hedenbergita. Subordinados: malayai-ta, biotita (rica en Fe o en F), esfena enriquecida en estaño, gahnita, rutilo, ilvaíta (rica en Sn), wo-llastonita, adularia, moscovita, clorita, turmalina, fluorita, stilpnomelano, epidota, cuarzo, anfíboles. Los skarn magnesianos pueden también presen-tar olivino, serpentina, espinela, ludwigita, talco y brucita.

Texturas y estructuras. Masiva, bandeada, gra-noblástica, rítmica, vetítica. A veces hay texturas corneanas. La granulometría de los minerales varía desde gruesa hasta fina. En el endoskarn predominan las texturas ígneas. En ocasio-nes aparece una alternancia de capas ricas en magnetita, fluorita, vesubianita o turmalina (Ray, 1995).

Alteraciones hidrotermales. Cloritización, bio-titización, sericitización, epidotización. Pueden también estar asociados con greisenitización (abundante cuarzo, con moscovita ± fluorita, to-pacio, turmalina, grunerita e ilmenita). Esta últi-ma alteración se caracteriza por la alta actividad del flúor y puede aparecer sobreimpresa encima del cuerpo intrusivo, del skarn progresivo y de los carbonatos inalterados. En muchos casos, la greisenitización destruye completamente la ma-yor parte de los minerales formados en etapas anteriores. Es de particular importancia la ausen-cia de este tipo de alteración en los otros tipos de depósitos de skarn, por lo que constituye un ras-go característico identificador de los skarns de Sn (Meinert, 2001).

Controles de mena. Magmático: cuerpos intru-sivos félsicos diferenciados. Estructural: Fallas y contactos ígneos o litológicos. Litológico: Rocas carbonatadas o clásticas ricas en carbonatos. Los depósitos pueden formarse alejados hasta 500 m de la fuente intrusiva de calor y metales.

Modelo genético. Los depósitos suelen formarse en ambientes profundos, asociados con intrusi-vos félsicos reducidos. Durante el skarn progresi-vo, una parte considerable del Sn tiende a quedar


Skarn de W

Identificación

Sinónimos. W pirometasomático, W metasomá-tico de contacto.

Subtipos de depósitos. Pueden distinguirse dos variedades o subtipos. Reducidos y Oxidizados (Newberry, 1982).

Productos. W.

Subproductos. Mo, Cu.

Tipos de depósitos asociados. Skarn de Sn. Skarn de Mo. Skarn de Pb - Zn. Skarn de wollas-tonita, vetas de W. Vetas auríferas relacionadas con intrusivos reducidos.

Ejemplos mundiales. Fostung (Ontario, Canadá), MacTung (Yukon, Canadá), Cantung (Northwest Territories, Canadá), Pine Creek and Strawberry (California, USA), Osgood Range (Nevada, USA), King Island (Tasmania, Australia), Sang Dong (Co-rea del Sur), Tyrnyauz (Rusia).



Ambiente geodinámico. Arco volcánico cor-dillerano y ambiente de colisión. Magmatismo sinorogénico que se introduce en secuencias se-dimentarias carbonatado - lutíticas profundamen-te enterradas.

Ambiente deposicional. Los intrusivos félsicos genéticamente relacionados con los depósitos son de los tipos I y S. Ellos tienden a ser más di-ferenciados y ricos en SiO2, producto de su con-taminación con material sedimentario asimilado, cristalizando también a mayores profundidades. Los intrusivos reducidos (serie ilmenita) se for-man a grandes profundidades y en contacto con rocas ricas en materia orgánica, mientras que los oxidizados (serie magnetita) se originan a profun-didades más someras, en rocas hematíticas y no carbonosas. Los depósitos asociados con intrusi-vos reducidos son más abundantes que los aso-ciados con intrusivos oxidizados (Laznicka, 2010) y suelen asociarse con batolitos equigranulares (cortados por diques de aplitas y pegmatitas), ro-deados por grandes aureolas metamórficas de contacto de alta temperatura, las cuales contie-nen abundantes corneanas y skarnoides (Mei-nert, 2001).

Rocas hospederas y asociadas. Calizas, luti-tas calcáreas y carbonosas, granito, granodiorita, cuarzo - monzonita y tonalita. Se considera a las pizarras negras y otras litologías ricas en materia orgánica particularmente favorables para la for-mación de skarns reducidos (Einaudi et al., 1981).

Edad de la mineralización. Puede ser de cual-quier edad, aunque es abundante en el Mesozoi-co.

Forma del depósito. Lenticular, tabular, estrati-forme e irregular. Pueden extenderse por cientos de metros a lo largo del contacto intrusivo - ro-ca encajante. Un stockwork de variada densidad puede cortar el endoskarn y el exoskarn. Algunos casos pueden presentar vetas y nódulos de pirro-tita y arsenopirita con altos contenidos de Au, por encima de los 4 g/t (Ray, 1995).

Zonación del depósito. Presentan una zona in-terior de diópsido – hedenbergita con granates (grosularia y andradita), acompañados por vesu-bianita y biotita. Hacia la parte más interna de es-ta zona puede aparecer cuarzo masivo. La zona exterior es estéril y en ella predomina la wollas-tonita. Espesartina, almandino, biotita, anfíboles, flogopita, epidota, fluorita y esfena son minerales tardíos superpuestos a esta zonación inicial.

Mineralogía de mena. Subtipo oxidizado. Prin-cipales: scheelita. Subordinados: pirrotita, molib-denita, calcopirita, esfalerita, pirita, arsenopirita, powelita. Raros: wolframita, fluorita, casiterita, galena, marcasita, bornita, estannita. Subtipo re-ducido: Principales: scheelita y pirrotita. Subor-dinados: magnetita, bismutinita y bismuto nativo son los más característicos. Tiene una alta rela-ción pirrotita / pirita.

W y Mo tienden a acumularse de modo diferen-ciado en los depósitos. Así, mientras el W, en for-ma de scheelita, suele precipitarse en el exoskarn granático - piroxénico, el Mo, en forma de molib-denita, se acumula, junto con el cuarzo, rellenan-do fracturas en los cuerpos intrusivos y dentro del skarn (Laznicka, 2010).

Las mayores concentraciones de scheelita se presentan en vetillas formadas durante el skarn regresivo, particularmente en sus intercepcio-nes. Estas vetillas están compuestas por cuarzo y feldespato-K, a veces acompañados por clorita, anfíboles, carbonatos, apatito, turmalina, micas, pirita, pirrotita, arsenopirita y otros sulfuros. Ellas pueden alcanzar hasta algunos centímetros de espesor (Gvozdev y Feedosev, 2013).

Mineralogía de ganga. Los skarn de W, en ge-neral, son cálcicos. Los minerales principales son diópsido - hendenbergita, granates (grosularia, an-dradita, almandino, espesartina) y wollastonita. Pueden aparecer otros piroxenos como ferro-silita. Minerales subordinados: biotita, epidota, hornblenda, vesubianita, moscovita, cuarzo, anfi-bolitas, plagioclasa, flogopita. Raros: esfena, fluo-rita, turmalina.

Los skarn de W del subtipo reducido son ricos en diópsido - hedenbergita, usualmente con cantida-des muy subordinadas de grandita. También con-tienen almandino y espesartina, biotita rica en Fe, fluorita, vesubianita, escapolita, con una baja re-lación granates/piroxenos. Los skarns oxidizados se caracterizan por una preponderancia del gra-nate (andradita) sobre los piroxenos, el dominio de la fase férrica sobre la ferrosa, por el predo-minio de la biotita entre los minerales hidratados, así como por altos valores de la relación granate/piroxenos.

Texturas y estructuras. Masiva, granoblástica, bandeada, vetítica. La presencia de biotita con textura corneana es común. En el endoskarn pre-dominan las texturas ígneas, que son propias de intrusivos profundos y bien cristalizados, entre las cuales destaca la fanerítica granular.

Alteraciones hidrotermales. Sericitización, bioti-tización, silicificación, anfibolitización, turmaliniza-ción. Localmente puede aparecer greisenitización.

Controles de mena. Litológico: presencia de ro-cas carbonatadas dentro de la aureola térmica de los intrusivos. Estructural: contactos intrusivos y estratigráficos suavemente inclinados. Contactos ígneos irregulares entre intrusivos y rocas sedi-mentarias.

Modelo genético. Los procesos de retrogrado son importantes para el desarrollo de la minera-lización de W en los skarns, pues durante este proceso la mineralización temprana de baja ley, representada por scheelita rica en Mo (powelita) diseminada de grano fino, es frecuentemente lixi-viada y redepositada para formar cuerpos mine-rales de alta ley. Estos cuerpos minerales están compuestos por almandino y espesartina, en los cuales aparece la scheelita pobre en Mo de grano grueso, frecuentemente concentrada en vetillas. Con este proceso se asocia la precipitación de otros sulfuros como pirrotita, molibdenita, calcopi-rita, esfalerita y arsenopirita, así como de minera-les hidratados como biotita, epidota y hornblenda.

Los minerales progresivos, como granates y pi-roxenos, se forman a temperaturas entre 450 0C y 800 0C, a partir de fluidos altamente salinos, con hasta 52% de NaCl equivalente en peso, de acuerdo con los resultados de estudios de in-clusiones fluidas. El skarn regresivo, en cam-bio, se desarrolla a temperaturas mucho más bajas. De este modo, anfíboles y cuarzo se for-man a 250 0C - 3800C (Meinert, 2001; Gvozdev y Feedosev, 2013). En cuanto al S presente en el depósito, de acuerdo con los resultados de los análisis isotópicos, su origen es esencialmente magmático.

La presencia de rocas dolomíticas, por su parte, inhiben el desarrollo de este tipo de skarn, por lo que los skarns magnesianos de W son raros. Las diferencias entre depósitos de skarn reducidos y oxidizados vienen dadas por la composición del protolito (rico en materia orgánica versus hematí-tico), la temperatura alcanzada durante el meta-morfismo progresivo y el nivel de entrada de agua oxigenada en el sistema. Estos últimos factores se relacionan con la profundidad a la cual tiene lugar la formación del skarn.

En general, los skarns de W oxidizados tienden a ser de menor tamaño que los reducidos, aun-que el desarrollo de las zonas de más alta ley, en ambos casos, se relaciona con el proceso de for-mación de los minerales hidratados y durante la etapa de skarn regresivo.


Firma geoquímica. Anomalías geoquímicas de W, Cu, Mo, As, Bi y B, más raramente de Zn, Pb, Sn, Be y F

Firma geofísica. Puede tener asociadas anoma-lías magnéticas negativas, dada la escasez de magnetita en los sistemas reducidos, aunque el contenido de pirrotita también influye en la res-puesta magnética generada por el depósito y si ella es distinguible o no de la del medio encajante intrusivo.

Otras guías de exploración. Presencia de intru-sivos félsicos ricos en sílice y muy diferenciados. Presencia de rocas carbonatadas y de contactos ígneos irregulares y poco inclinados.


Ley y tonelaje. La masa de mena para el 90 per-centil es de 50 mil toneladas, con ley de 0,034 % de WO3, para el 50 percentil la masa de mena es


de 1,1 millones de toneladas, con ley de 0,57 % de WO3 y para el 10 percentil la masa de mena es de 22 millones de t, con ley de 1,4 % de WO3 (Cox y Singer, 1986). La masa de mena de los depó-sitos oscila entre 100 mil toneladas y 30 millones de toneladas, y sus leyes oscilan entre 0,4 % y 2 % de WO3, siendo 0,7 % de WO3su valor medio (Ray, 1995).

Limitaciones económicas. Los depósitos sue-len ser pequeños y sensibles a la variación de los precios del mercado, pues tienen la competencia de otros tipos de depósitos portadores de W.

Importancia. Son una de las principales fuentes de suministro de W a nivel mundial.

Bibliografía

Cox, D. F. & Singer, D. A., eds., 1986. Mineral de-posit model. U.S. Geological Survey Bulletin 1693.

Einaudi, M. T., L. D. Meinert, R. J. Newberry, 1981. Skarn deposits. Economic Geology 75th Anniver-sary Volume: 317–391.

Gvozdev, V. I., V. G. Feedosev, 2013. Skarns of Kordonnoe tungsten deposit in Primorsky Krai. Russian Journal of Pacific Geology, 7 (2): 140 – 150.



Newberry, R. J., 1982. Tungsten-bearing Skarns of the Sierra Nevada. I. The Pine Creek Mine, Ca-lifornia; Economic Geology, 77: 823-844.

Ray, G. E., 1995. W Skarns; in Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Le-febure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Co-lumbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 71-73.

Familia de los Depósitos Epiterma-les

El concepto de depósito epitermal fue introduci-do por W. Lindgren en 1922. En su definición pa-ra estos depósitos, Lindgren incluyó numerosos yacimientos minerales de Au y Ag, con presen-cia o no de teluros y/o seleniuros, metales base, mercurio y antimonio (con estibina como mine-ral principal), indicando que se trataba de un tipo de depósito metalífero formado a partir de fluidos acuosos influenciados por emanaciones ígneas a temperaturas relativamente bajas, inferiores a los 200 0C y en condiciones de presión “moderadas”. Los numerosos estudios realizados con posterio-ridad, han ampliado este rango de temperaturas hasta los 300 0C. De este modo, en la actualidad se considera que la mayoría de yacimientos epi-termales se forman a temperaturas entre 100 0C y 300 0C, y a profundidades que normalmente abar-can de 100 m a 1000 m, aunque a veces puede ser mayor.

Vale la pena destacar el hecho curioso de que la base genética básica de los depósitos epiterma-les fue establecida por F. L. Ransome en fecha tan temprana como 1907, antes de que el término “epitermal” hubiese nacido. Este autor, refiriéndo-se a la génesis del depósito de Au - Ag - Cu Gol-dfield (Nevada, USA.) planteó:

“Las soluciones (formadoras del depósito) fue-ron esencialmente emanaciones de un cuer-po de magma dacítico en solidificación y… las emanaciones, inicialmente ácidas, debieron ser neutralizadas y modificadas en su ascenso a tra-vés de las rocas fisuradas… por la acción de la distancia y clase de roca atravesada, la cantidad y carácter de la mezcla con aguas procedentes de la superficie y de los gradientes de presión y temperatura”

Aunque la definición estricta tradicional de depó-sito epitermal especifica su formación en ambien-te subaéreo, se han descrito algunos depósitos epitermales submarinos con características que los asemejan a los depósitos de sulfuros masi-vos volcanogénicos (Herzig et al. 1999; Sillitoe y Hedenquist, 2003), razón por la que pueden ser considerados depósitos transicionales entre am-bos tipos.

Tradicionalmente en la literatura fueron distin-guidos dos tipos principales de depósitos epiter-males: ácidos y alcalinos (Sillitoe, 1977). Estas denominaciones fueron sustituidas posteriormen-

te por los términos ahora universalmente acep-tados de “alta sulfuración” y “baja sulfuración”, introducidos por Hedenquist (1987) a partir del estado de sulfuración del azufre observado en los fluidos geotérmicos actuales. La sulfuración es una función de la fugacidad de S y de la tempe-ratura (Barton, 1970). De este modo, el estado de sulfuración está referido a una red formada por la temperatura y las fugacidades de S2 y O2, ambos gaseosos. Otra cuestión a señalar es que la fu-gacidad de azufre y de oxígeno en un sistema, a una temperatura dada, puede ser comparada con reacciones minerales normativas (buffers) para el oxígeno (1) y para el azufre (2) según:

4 Fe3O4 + O2 = 6 Fe2O3 (1)magnetita hematites

2 FeS + S2 = 2 FeS2 (2)pirrotita pirita

La diferencia implicada entre la fugacidad del oxí-geno o la del azufre en un conjunto mineral da-do, en comparación con la que se produce en las reacciones buffers constituye la base de la asignación relativa de los estados de oxidación o sulfuración (Einaudi et al., 2003). Esto conlleva a aclarar la importante distinción entre los con-ceptos de “conjunto mineral” y de “asociación mi-neral”

Los conjuntos minerales son comúnmente defi-nidos como grupos de minerales que ocurren en contacto directo y sin mostrar evidencias de reac-ción de unos con otros. En cambio, el concepto de asociación mineral se aplica a los grupos de minerales que son característicos de una zona de alteración o de una porción de un sistema de ve-tas, donde no todos están en contacto y no nece-sariamente se depositaron al mismo tiempo. Por lo anterior, pirita, calcopirita, bornita y magnetita constituyen una asociación común en la zona de alteración potásica de los depósitos de cobre por-fírico. Sin embargo, los conjuntos minerales son magnetita + bornita, bornita + calcopirita o calco-pirita + bornita, pero bornita + pirita no constituye un conjunto mineral en este medioambiente (Ei-naudi et al., 2003). Una amplia explicación sobre los estados de sulfuración y la físico - química de los depósitos epitermales puede ser consultada en el artículo de los citados autores (en idioma inglés).

Los depósitos de alta sulfuración se originan a partir de fluidos de carácter oxidizado y ácido (azufre en estado de oxidación de +6 o +4, o sea, “alta sulfuración”, en forma de SO4

2- o SO2), típicos


de fuentes termales ácidas próximas a volcanes; los de baja sulfuración, en cambio, se originan a partir de fluidos reducidos y de pH aproximada-mente neutro (en los que el azufre se presenta en el estado de oxidación de -2, esto es, de “baja sulfuración”), como los hallados en sistemas geo-térmicos más o menos distales a la fuente de ca-lor.

Los primeros son fluidos eminentemente ácidos y se encuentran en desequilibrio con las rocas encajantes. Las intrusiones generadoras de estos sistemas pueden estar muy próximas a la superfi-cie e incluso llegar a ser eruptivas. Los segundos, por su parte, son fluidos profundos reducidos y con pH cercanos al neutro, que se encuentran esencialmente en equilibrio con las rocas enca-jantes alteradas debido a su ascenso relativa-mente lento, lo que da como resultado un sistema dominado por dichas rocas (Giggenbach, 1992a). Estos sistemas geotérmicos se sitúan típicamen-te a cierta distancia de los edificios volcánicos con los que pueden estar genéticamente asocia-dos, aunque pueden encontrarse también en zo-nas sin actividad volcánica contemporánea. En la mayoría de los casos, estos sistemas son activa-dos por intrusiones situadas a profundidades que pueden alcanzar hasta 5 o 6 km.

Muchas veces se ha empleado –o se ha hecho referencia– al modelo de depósito de tipo “ma-nantial termal” (hot-spring, en inglés), para de-signar a depósitos similares al de McLaughlin (California, USA.), los cuales representan rasgos superficiales o más someros de depósitos de ba-ja sulfuración (Campubrí y Albinson, 2006).

En los primeros años del siglo XXI fueron rede-finidos los tipos de depósitos epitermales y se introdujo el término de sulfuración intermedia (Hedenquist et al., 2000; Einaudi et al., 2003; Si-llitoe y Hedenquist, 2003) para designar a los de-pósitos de vetas polimetálicas de Pb - Zn - Ag ± Au hospedados en secuencias volcánicas. Ellos son estructuralmente muy similares a los de ba-ja sulfuración y de hecho fueron hasta entonces considerados dentro de ese tipo de depósitos.

Un rasgo metalogénico a destacar en los depó-sitos epitermales es que la composición cortical de la región donde se encuentran influye en su contenido de metales. Así, los emplazados en ar-cos de islas desarrollados sobre corteza oceá-nica tienden a ser más auríferos, mientras que los ubicados en arcos cordilleranos, desarrolla-dos sobre corteza continental, tienden a ser más argentíferos. Relacionado con esto, Sillitoe y He-

denquist (2003) distinguen, a escala continental, diez ambientes deposicionales distintos favora-bles para los diversos tipos de depósitos epiter-males, durante una subducción o tras su término: 1) depósitos de alta sulfuración y de sulfuración intermedia en arcos bajo esfuerzos neutrales a levemente extensionales, con andesitas, daci-tas ± riolitas. 2) depósitos de alta sulfuración y de sulfuración intermedia durante volcanismo de trasarco en régimen compresivo, con andesitas, dacitas ± riolitas. 3) depósitos de alta sulfuración en arco volcánico compresivo y volcanismo de subducción con riodacitas. 4) depósitos de baja sulfuración en arco extensional, con andesitas, dacitas ± riolitas o volcanismo bimodal de ba-saltos y riolitas. 5) depósitos de baja sulfuración en trasarco extensional, con volcanismo bimo-dal de basaltos y riolitas. 6) depósitos de baja sulfuración en trasarco extensional durante una transición de magmatismo de subducción a mag-matismo bimodal de rift, con volcanismo alcali-no. 7) depósitos de baja sulfuración en margen continental extensional tras el cese de una sub-ducción y relacionado con el desarrollo de un sis-tema de fallas laterales (transcurrentes) entre la corteza oceánica y la continental, con volcanis-mo bimodal de basaltos y riolitas. 8) depósitos de baja sulfuración en ambiente tectónico compre-sivo relacionado con una zona de fallas de des-plazamiento lateral, con volcanismo bimodal de basaltos y riolitas. 9) depósitos de baja sulfura-ción relacionados con magmatismo postcolisio-nal restringido durante la compresión tectónica y la ruptura de la placa subducida producto del proceso de acreción, con volcanismo alcalino. 10) depósitos de baja sulfuración en régimen exten-sional generado por el colapso tectónico tras una acreción continental, con volcanismo bimodal de basaltos y riolitas.

Por otro lado, Hronsky et al. (2012) señalan que en las provincias metalogénicas auríferas los magmas primitivos poseen una composición geo-química distintiva con respecto a la composición promedio de los basaltos de arco, la cual se ca-racteriza por valores más elevados de Nb, Th y otros elementos litófilos altamente incompatibles, así como más elevadas relaciones Nb/Y, Th/Yb y Ba/Zr. Estos autores explican que en el manto litosférico el Au se comporta como elemento in-compatible, dando lugar a la aparición de zonas fuentes subcorticales relativamente enriquecidas en Au que suministran este metal vía transporte magmático - hidrotermal a la parte superior de la corteza, donde tiene lugar la formación de los de-pósitos minerales con leyes económicas de Au.

En la familia de los depósitos epitermales se in-cluyen tres modelos de depósitos:

1. Au - Ag epitermal de alta sulfuración2. Au - Ag epitermal de baja sulfuración3. Ag - Au epitermal de sulfuración intermedia

El segundo modelo incluye un subtipo: Au - Ag epitermal de baja sulfuración alcalino.

El tercero de los modelos aunque contiene en su nombre el término “epitermal” el rango de tempera-turas de formación reportadas, de 385 0C a 120 0C (Querol et al., 1991; Berger et al., 2003; González et al, 2006; Campubrí y Albinson, 2006), indica que estos depósitos son más bien meso-epiter-males. En la actualidad a este modelo se le de-nomina comúnmente “epitermal de sulfuración intermedia”. Estos depósitos, ricos en metales base y plata, también se distinguen por presen-tar un transporte de metales predominantemente en forma de complejos clorurados; mientras que los epitermales auríferos de alta y baja sulfura-ción presentan un transporte de metales funda-mentalmente en forma de complejos sulfurados. Precisamente esta diferencia en el mecanismo de transporte explica la diferente composición de las menas en ambos casos.

Los estudios realizados en México muestran la existencia de casos de transición vertical de de-pósitos de baja sulfuración a los de Ag - Au epi-termal de sulfuración intermedia (La Guitarra en el distrito de Temascaltepec, distrito de Pa-chuca - Real del Monte; veta San Rafael, del distrito El Oro). La detección de salinidades ele-vadas (por encima de 6 % de NaCl equivalente) en inclusiones fluidas (no atribuibles a eventos de ebullición intensos) en menas de baja sulfuración constituye un posible criterio de la presencia en profundidad de ese tipo de transición (Campubrí y Albinson, 2006). Por otro lado, en el distrito mi-neral Madjarovo (Bulgaria) se ha documentado la evolución del patrón de alteraciones hidroterma-les desde el estilo porfírico al de alta sulfuración y sulfuración intermedia, la cual puede ser enten-dida –en términos de cambios en la composición del fluido hidrotermal– como resultado de varia-ciones en la creciente permeabilidad en el siste-ma y del aumento de la distancia con el paso del tiempo entre la fuente de metales y el sitio de de-posición de mena (Rice et al., 2007). El bajo con-tenido de Cu en la mineralización polimetálica de este distrito concuerda, a su vez, con lo observa-do en las vetas polimetálicas mexicanas. De esta manera queda ilustrada la existencia de transicio-nes entre los tres modelos de depósitos que inte-gran la familia de los depósitos epitermales.

Como ya se mencionó anteriormente, se han descrito algunos depósitos epitermales submari-nos con características que los asemejan a los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (Herzig et al. 1999; Sillitoe y Hedenquist, 2003). Este tipo transcicional de depósito es nombrado “vetas de Ag - Au en secuencias volcánicas” en el Mapa Metalogénico 1:250 000 de la República de Cuba y en su Memoria Explicativa. Se caracteri-za por la asociación Ag - Au - Cu y por localizarse dentro de secuencias volcánicas de afinidad to-leítica, muchas veces relacionado espacialmente con la presencia de depósitos VMS (generlmente del tipo bimodal máfico). Aunque en una serie de aspectos estos depósitos se asemejan a los de Ag - Au epitermal de sulfuración intermedia, se diferencian de los pertenecientes al mencionado modelo por formarse en un ambiente submarino (el agua marina es un componente importante del fluido hidrotermal) así como por su mayor conte-nido de Cu y escacez de Pb.

Por lo común, en los depósitos epitermales se consideran dos mecanismos físicos principales de precipitación mineral: ebullición y mezcla de fluidos. Ambos mecanismos no suelen presentar-se desligados, sino que se complementan uno al otro, lo cual produce la deposición. Sin embargo, en general se reconoce que el primero de los dos mecanismos mencionados es el principal dispa-rador del proceso de precipitación. Con relación a ello, la experiencia en el estudio de depósitos epitermales en México permite utilizar como cri-terios mineralógicos de ebullición (Campubrí y Al-binson, 2006) la presencia de:

1. Adularia pseudoromboédrica y pseudoacicu-lar.

2. Calcita hojosa o sus pseudomorfos.

3. Bandas coloformes de calcedonia y sílice amorfa recristalizada, asociadas a otras evi-dencias de ebullición en la misma asociación mineral.

4.Truscottita (silicato de Ca y Al hidratado). Este mineral se ha hallado asociado con menas de oro de alta ley y es estable sólo cuando la con-centración de sílice excede a la saturación de cuarzo, lo cual constituye otra evidencia indirec-ta de ebullición.

Por otra parte, la presencia predominante de cuarzo cristalino grueso, con inclusiones fluidas petrográficamente “maduras” (atrapadas a tempe-raturas relativamente altas, superiores a 250 0C), y


la presencia de cantidades muy subordinadas de cuarzo criptocristalino y sílice amorfa, son rasgos típicos de las partes profundas de los depósitos epitermales. En cambio, el predominio del cuar-zo criptocristalino y de la sílice amorfa, con can-tidades subordinadas de cuarzo cristalino grueso con inclusiones fluidas petrográficamente “inma-duras” (atrapadas a temperaturas relativamente bajas, menores de 200 0C), es un rasgo propio de la parte alta y más superficial de los depósitos epitermales (Albinson et al., 2001).

Bibliografía

Albinson, T., D. I. Norman, D. Cole, B. A. Chomiak, 2001. Controls on formation of low-sulfidation epi-thermal deposits in Mexico: constraints from fluid inclusion and stable isotope data. Society of Eco-nomic Geologists, Special Publication, 8: 1-32.

Barton, P. B., Jr., 1970. Sulfide petrology. Mine-ralogical Society of America, Special Paper No. 3:187-198.

Camprubí, A., T. Albinson, 2006. Depósitos epi-termales en México: actualización de su cono-cimiento y reclasificación empírica. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conme-morativo del Centenario. LVIII (4): 27-81.

Berger, B. R., J. W. Tingley, L. J. Drew, 2003. Struc-tural localization and origin of compartmentalized fluid flow, Comstock Lode, Virginia City, Nevada. Economic Geology, 98: 387 - 408

Einaudi, M. T., J. W. Hedenquist, E. E. Inan, 2003, Sulfidation state of fluids in active and extinct hy-drothermal systems: transitions from porphyry to epithermal environments. Society of Economic Geologists, Special Publication, 10: 285-313.

González, E., A. Camprubí, F. González, J. Sán-chez, 2006. Fluid inclusion study of the Plomosi-tas–Los Arcos polymetallic epithermal vein tract, Plomosas district, Sinaloa, Mexico. Journal of Geochemical Exploration 89: 143–148. Elsevier B. V. doi.10.1016/j.gexplo.2005.11.052. www.else-vier.com/locate/jgeoexp.

Giggenbach, W. F., 1992. The composition of ga-ses in geothermal and volcanic systems as a function of tectonic setting, en Proceedings 7th In-ternational Symposium on Water-Rock Interaction (WRI-7). Rotterdam, Netherlands, A. A. Balkema: 873-878.

Hedenquist, J. W., 1987. Mineralization associated with volcanic-related hydrothermal systems in the Circum-Pacific Basin, en Transactions 4th Circum Pacific Energy and Mineral Resources Conferen-ce, Singapore: 1-26.

Hedenquist, J. W., A. Jr. Arribas, E. Urien-Gonza-lez, 2000. Exploration for epithermal gold depo-sits. Reviews in Economic Geology, 13: 245-277.

Herzig, P. M., S. Petersen, M. D. Hannington, 1999. Epithermal-type gold mineralization at Conical Seamount: a shallow submarine volcano south of Lihir Island, Papua New Guinea, en Stanley, C.J. et al. (eds.). Mineral Deposits. Processes to Pro-cessing. Rotterdam, Netherlands, A. A. Balkema. Págs. 527-530.

Hronsky J. M. A., D. I. Groves, R. R. Loucks, G. C. Begg, 2012. A unified model for gold mineralisa-tion in accretionary orogens and implications for regional-scale exploration targeting methods. Mi-neralium Deposita, 47 (4): 339 – 358.

Querol, F. S., G. K. Lowther, E. Navarro, 1991. Mi-neral deposits of the Guanajuato mining district, Guanajuato, en The Geology on North America, P-3. Geological Society American, Boulder: 403 - 414.

Ransome, F. L., 1907. The association of alunite with gold in the Goldfield district, Nevada. Econo-mic Geology, 2: 667-692.

Rice, C. M., R. J. McCoyd, A. J. Boyce, P. Marchev, 2007. Stable isotope study of the mineralization and alteration in the Madjarovo Pb–Zn district, south-east Bulgaria. Mineralium Deposita, 42: 691 - 713. DOI 10.1007/s00126-007-0130-x

Sillitoe, R. H., 1977. Metallic mineralization affilia-ted to subaerial volcanism. A review, en Volcanic processes in ore genesis. Institution of Mining and Metallurgy-Geological Society of London: 99-116.

Sillitoe, R. H., J. W. Hedenquist, 2003. Linkages between Volcanotectonic Settings, Ore-Fluid Compositions, and Epithermal Precious Metal Deposits. Society of Economic Geologists, Spe-cial Publication Series, 10: 314-343.

Au - Ag Epitermal de Alta Sulfuración

Identificación

Sinónimos. Au - Ag sulfato ácido, Au en cuarzo - alunita, Au caolinita - alunita, Tipo argílica avanza-da de alunita - caolinita ± pirofilita, Tipo Nansatsu, Au enargita.


Productos. Au, Ag, Cu.

Subproductos. As, Sb.

Tipos de depósitos asociados. Cu - Mo ± Au porfírico. Au - Ag epitermal de baja sulfuración. Au - Ag de fuente termal (hot spring). Vetas po-limetálicas en secuencias volcánicas. Skarn (de Au y de Cu). Placer de Au.

Ejemplos mundiales. Goldfield (Nevada, USA), Summitville (Colorado, USA), Butte (Montana, USA), Mulatos, El Sauzal (México), Yanacocha, Pierina (Perú), El Indio y La Coipa (Chile); Temora (New South Wales, Australia), Rodalquilar (Espa-ña), Bor (Serbia), Srednogorie (Bulgaria), Nan-satsu (Japón), Lepanto y Nalesbitan (Filipinas).

Ejemplos cubanos. Golden Hill.


Ambiente geodinámico. Arcos volcánicos insu-lares y cordilleranos, así como cuencas de trasar-co emergidas. Son abundantes allí donde existe un régimen extensional o transtensional y en zo-nas con buen desarrollo de aparatos volcánicos asociados con cuerpos intrusivos emplazados a profundidades someras.

Ambiente deposicional. Subvolcánico a volcá-nico. Pueden estar asociados a calderas, comple-jos de domos de flujo, más raramente a maares, bordes de diatremas y otras estructuras volcáni-cas; en asociación con fallas regionales normales o transcurrentes, o con anillos de falla diatrémi-cos. A menudo se relacionan con la presencia de cuerpos intrusivos subvolcánicos como stocks, diques y brechas. Se ubican en la parte superior de sistemas hidrotermales verticalmente zona-dos y con frecuencia encima de depósitos de tipo porfírico. La profundidad de formación varía entre 0,5 km y 2 km bajo la paleosuperficie, con poca influencia de la naturaleza de las rocas encajan-tes sobre las características de la mineralización,

dadas, en lo esencial, por la composición de la fuente de metales (cuerpos ígneos).

Rocas hospederas y asociadas. Tobas, lavas y sus equivalentes intrusivos subvolcánicos medios y félsicos: diorita, andesita, monzonita, dacita, rio-dacita, riolita. Rocas sedimentarias carbonatadas y silicoclásticas, así como pizarras carbonosas.

Edad de la mineralización. Cenozoica y meso-zoica, siendo menos frecuentes los de edad pa-leozoica. Hay algunos raros casos de depósitos precámbricos clasificados dentro de este tipo. La escasez de depósitos antiguos se debe al alto rit-mo de erosión a que suelen ser sometidos los edificios volcánicos y la parte más superior de las secuencias volcánicas.

Forma del depósito. Vetítica, de bolsón, lenticu-lares, de stockwork, tubular, irregular. La forma de los cuerpos minerales suele estar determina-da por la permeabilidad de las rocas encajantes y la disposición espacial de las estructuras con-troladoras. Aunque generalmente son de yacen-cia subvertical y discordante, también pueden ser subhorizontales y concordantes. Un depósito puede tener muchas vetas, las cuales pueden in-terceptarse unas a otras. Los cuerpos minerales pueden alcanzar hasta 2000 m a 3000 m por el rumbo y 400 m por el buzamiento.

En el caso de los depósitos de este tipo asocia-dos con mineralización porfídica de Cu - Mo ± Au, se pueden formar en el espacio zonas de solape entre ambos tipos de mineralización o zonas mi-neralizadas continuas (como en Agua Rica y But-te) o constituir depósitos separados más o menos cercanos entre sí (Laznicka, 2010). Aunque en es-tos casos los depósitos epitermales suelen ser más jóvenes que los porfíricos, también se da la situación inversa. Igualmente, no siempre am-bos pertenecen al mismo sistema mineral, pues pueden corresponder a dos espacialmente yuxta-puestos, pero temporalmente separados.

Zonación del depósito. La zonación más carac-terística presente en los depósitos es la de las al-teraciones hidrotermales, la que se expone en el acápite correspondiente a ellas.

Mineralogía de mena. Principales: pirita, enar-gita, luzonita. Subordinados: tetraedrita, tenan-tita, calcocita (hipogénica), calcosina, covelina, bornita, digenita, Au nativo, calcopirita, esfalerita, galena, famatinita, marcasita, Raros: arsenopiri-ta, electrum, sulfosales de Ag, teluros de Au y Ag (incluye goldfieldita, bismutina y djurleita). Puede


haber barita, molibdenita, cinabrio y estibina. Los seleniuros, en cambio, están prácticamente au-sentes. Oxidados: jarosita, goethita, hematites.

Se caracterizan por una alta relación S/metal y es común la presencia de dos tipos de mena: pi-rita - enargita masiva y cuarzo - alunita con Au. El Au se encuentra en forma criptocristalina dentro de pirita (que puede ser también de grano muy fino) o estar dentro de, o acompañado por, enar-gita y otros minerales. También puede encontrar-se en sílice cavernosa, sin presencia visible de sulfuros, así como en la zona de pirofilita - mica blanca. También aparece, dentro de la zona de oxidación, en las cutículas e impregnaciones de óxidos e hidróxidos de Fe que manchan la mena, o en forma de Au libre en sílice granular o ca-vernosa (Laznicka, 2010). En los depósitos ricos en Ag, este mineral suele estar en la enargita y diseminado, junto con el Au, en la zona de silici-ficación y en la argílica avanzada. La zona de oxi-dación puede alcanzar un gran espesor (de hasta 300 m). La molibdenita aparece cuando hay un vínculo espacial estrecho entre la mineralización epitermal y la porfídica. El contenido total de sul-furos oscila entre 10 % y 90 % en volumen, por lo que es normal la presencia de un alto contenido de S total (Camprubí y Albinson, 2006).

Mineralogía de ganga. Principal: cuarzo. Subor-dinados: sílice masiva o cavernosa, alunita, caoli-nita, barita, pirofilita, diásporo, illita. Raros: dickita, sericita, esmectita, clorita, andalusita, nacrita, co-rindón, turmalina, dumortierita, topacio, zunyi-ta, azufre nativo y yeso. Puede encontrarse con cierta frecuencia alunita supergénica en venas y nódulos. Normalmente los carbonatos están au-sentes. El cuarzo es de grano fino, masivo, origi-nado principalmente por reemplazamiento, y con frecuencia muestra cavernosidad. La calcedonia, por su parte, suele estar ausente. La barita sue-le aparecer diseminada en la mena, mientras el S nativo, por su parte, rellena cavidades vacías.

Texturas y estructuras. De reemplazamiento, di-seminada, masiva, cavernosa, vetítica, bandea-da, brechosa. Raramente de relleno de cavidades vacías.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, se-ricitización, caolinitización, argílica y argílica avanzada. La silicificación puede llegar a formar masas cuarzosas monominerales (“cuarcitas se-cundarias” en la terminología de la escuela rusa). Las alteraciones carbonatadas suelen estar au-sentes.

Las alteraciones suelen ser extensas y alcanzar hasta varios km2. Presentan una zonación carac-terística, con sílice cavernosa en la zona más in-terna, la que normalmente presenta contactos agudos con la zona argílica avanzada (cuarzo, alunita, caolinita, dickita, pirofilita, diásporo, zun-yita), que a su vez, transiciona a la zona de al-teración argílica (cuarzo, caolinita, illita, sericita, esmectita). La alteración propilítica (clorita, illita, esmectita, carbonatos) forma la zona de altera-ción más externa, la que puede ser extensa. El rango vertical en que esta zonación ocurre varía en intervalos que van desde los 200 m - 300 m hasta mayores de 1000 m (Arribas, 1995) y se encuentra estructuralmente controlada. Aunque en unos casos su distribución es simétrica en re-lación con los depósitos minerales, en otros esta es marcadamente asimétrica.

Existen casos en los que, dentro de la alteración silícea, puede distinguirse el cuarzo cavernoso anhédrico residual de grano fino, formado por la lixiviación ácida intensiva provocada por un fluido de más alta temperatura en ambiente epitermal, del cuarzo euhédrico de grano grueso controlado por fracturas, con bandas de crecimiento parale-las e inclusiones de óxidos de Fe, resultante de la precipitación tardía de sílice desde un fluido me-nos ácido y de más baja temperatura.

Los depósitos profundos se caracterizan por una intensa alteración de pirofilita y mica blanca, don-de la pirofilita sustituye a la caolinita debido a la presencia de temperaturas y presiones más altas. La presencia de topacio y turmalina –en estos ca-sos– indica la presencia de B y F en los fluidos hidrotermales ácidos formadores de mena. En los depósitos someros se observa la zonación típica arriba descrita, en tanto los depósitos subsuper-ficiales están marcados por la acentuada alte-ración argílica avanzada. Los minerales claves para la identificación de la alteración interna, más próxima a la mena, son la alunita cristalina y, en profundidad, la pirofilita.

La alunita magmático - hidrotermal es de grano grueso, mientras la alunita formada en zonas ca-lentadas por vapor o como resultado del intem-perismo supergénico de depósitos de sulfuros, suele ser de grano fino a microcristalino y pobre-mente cristalizada. Esta distinción es importante porque las zonas de alteración con presencia de alunita formadas como resultado de la existencia de una zona calentada por vapor no sobreyacen directamente encima de depósitos de alta y baja sulfuración. La alunita también puede tener ori-gen supergénico. En ese caso, la presencia de

halloysita, jarosita y óxidos de Fe resaltan la natu-raleza supergénica de este mineral. En depósitos metamorfizados, el criterio textural señalado es menos esclarecedor. En esta situación, los estu-dios isotópicos permiten distinguir entre la alunita magmático hidrotermal hipogénica, la alunita ca-lentada por vapor y la alunita supergénica (Taylor 2007).

Controles de mena. Principalmente volcano - tec-tónico: fallas anulares y radiales, fallas extensiona-les y de deslizamiento por el rumbo. Magmático: presencia de cuerpos intrusivos a profundidades someras y moderadas Litológico: presencia de lito-logías permeables y con porosidad efectiva.

Modelo genético. Su génesis se relaciona con la evolución de los volcanes subaéreos en am-bientes de arcos volcánicos y la de los intrusi-vos someros con los cuales se vincularon, los que actuaron como fuente magmática de calor y volátiles. La edad de los cuerpos minerales es ampliamente similar a la de las rocas donde se hospedan, aunque pueden ocurrir múltiples even-tos de mineralización. La diferencia de edad entre los depósitos minerales y los cuerpos intrusivos genéticamente relacionados con ellos, en cam-bio, es de 0,3 a 2,0 millones de años (Campubrí et al, 2003). Los depósitos minerales se forman a partir de fluidos de carácter oxidado y ácido (azu-fre en estado de oxidación +6 o +4, o sea, de “al-ta sulfuración”, en forma de SO4

2- o SO2), donde el Au es transportado predominantemente en forma de AuHS0. Producto de la ebullición se depositan típicamente sericita, dickita y/o caolinita junto con el cuarzo poroso que contiene la mena (Heden-quist et al., 2000), constituyendo una asociación mineral diagnóstica de la presencia de este pro-ceso. Las fumarolas y fuentes termales de alta temperatura cercanas al foco volcánico se rela-cionan con la formación de este tipo de depósitos.

En estos depósitos, el rango de estados de sulfu-ración va desde alta para los conjuntos minerales portadores de enargita rica en Cu a intermedia para las asociaciones más tardías de tenantita - tetraedrita + pirita ricas en Au. Lo común es que se produzca una evolución de estados de alta sulfuración hacia estados de sulfuración interme-dia, aunque hay casos donde se observa lo con-trario (Einaudi, et al, 2003).

Los fluidos ácidos se forman como resultado de la disolución de grandes cantidades de SO2 magmá-tico en ambientes de alta temperatura. También se producen por la reacción de aguas meteóricas calentadas por vapor y acidificadas por la oxida-

ción del H2S, generalmente de origen magmático, o por la disolución de CO2, en las rocas hospe-deras (Bethke et al., 2005). La presencia de H2S en fluidos magmáticos es consecuencia de un proceso de separación de fases en profundidad, durante la cual gran parte del agua y del H2S for-mado a partir del SO2 migran a la fase gaseo-sa. Esta fase, al enfriarse, se condensa en forma de fluido rico en H2S y en consecuencia, con un alto potencial de disolución y removilización de cantidades significativas de oro en forma de com-plejos tiosulfurados (Gammons y Williams-Jones, 1997). Es importante señalar aquí que para que el transporte de Au tenga lugar, resulta impres-cindible que el Fe en el fluido sea deficitario en relación con el S, pues en caso contrario, la pre-cipitación de pirita reduce rápidamente la canti-dad de S disponible en el fluido en enfriamiento, lo cual trae como resultado la desestabilización de los complejos bisulfurados de Au (AuHS0 y Au (HS)2- ). En cambio, si hay exceso de H2S en re-lación con el FeCl2 presente en el fluido, la pre-cipitación de pirita no puede consumir todo el S reducido, por lo que determinada cantidad per-manece disponible para la formación de los ya mencionados complejos de Au. En el caso de los depósitos epitermales, la circulación hidrotermal suele estar fuertemente canalizada por estructu-ras geológicas controladoras. Las rocas por las cuales circula el fluido no pueden neutralizar su acidificación, producida por el incremento del H+, derivado de la desprotonación del SO2. Sin em-bargo, el bajo pH resultante reduce la relación HS-/H2S y, por tanto, la cantidad de ligante HS- disponible para la formación de complejos de Au. De esta forma, el fluido hidrotermal resultante es ácido y rico en S, rasgos causantes del desarrollo de la alteración argílica avanzada y de la precipi-tación de sulfatos como alunita y anhidrita. Aun en esas condiciones, es capaz de transportar Au en forma de AuHS y subordinadamente en for-ma de AuCl2- (Heinrich et al, 2004). Es de notar que según los citados autores, este mecanismo de transportación del Au es menos eficiente que el tiene lugar en el caso de los depósitos de baja sulfuración, lo cual explicaría por qué éstos son de mayor importancia que los de alta sulfuración.Es común que en los depósitos se identifique la presencia de dos fluidos contemporáneos. Uno de alta salinidad, entre 10 % y 40 % en peso de NaCl equivalente, de origen magmático, general-mente hallado en la parte profunda del sistema hidrotermal y en los cuerpos minerales, y otro, con menos de 10 % en peso de NaCl equivalen-te, formado a partir de aguas meteóricas, gene-ralmente hallado en la parte superior y exterior del sistema (Bethke et al., 2005; Fifarek y Rye,


2005). En general, los fluidos hidrotermales mag-máticos suelen ser dominantes en la fase inicial del proceso de mineralización, aumentando pro-gresivamente, a medida que avanza el proceso, su mezcla con los de origen meteórico, de mo-do que las aguas meteóricas terminan por pre-dominar en la etapa final de la mineralización. La temperatura de formación de los minerales varía entre 100 °C y 320 °C. Por lo general, los depósi-tos suelen formarse más o menos dentro del vo-lumen de rocas situado encima de la fuente de calor.

La pérdida de H2S gaseoso subsiguiente al fe-nómeno de ebullición constituye la causa de la saturación del oro y su precipitación (Cooke y Simmons, 2000; Hedenquist et al., 2000), lo cual se ha confirmado en sistemas geotérmicos acti-vos (Simmons y Christenson, 1994), aunque el aumento del pH puede actuar en sentido contra-rio. Por otra parte, la mezcla de los fluidos hidro-termales con aguas meteóricas, sean sulfatadas o carbonatadas, también puede provocar la pre-cipitación del Au, aunque si la mezcla se produce después de una ebullición significativa, su aporte a la precipitación del metal será escaso, pues la mayor parte del Au transportado por el fluido mi-neralizado ya habrá sido descargado.

La presencia de estructuras extensionales o de tubos de brechas freático-magmáticas suministra vías para la rápida introducción de fluidos ácidos calientes en el medioambiente epitermal, donde reaccionan con las rocas encajantes, producien-do el característico patrón de alteraciones ya des-crito. En general, el control estructural del sistema suele prevalecer en sus partes profundas, lo que origina un incremento de la influencia del control litológico en la parte superior. Las estructuras ex-tensionales subsidiarias oblicuas a las principa-les vías estructurales de migración facilitan las reacciones fluido - roca, así como el control del flujo de la solución mineralizada por parte de las litologías permeables.

Los depósitos presentan dos secuencias típicas de deposición mineral. Una de ellas presenta una etapa temprana de pirita + enargita ± luzonita ± famatinita, seguida por otra de calcopirita + piri-ta ± tenantita ± esfalerita ± galena. Posterior a la etapa inicial también tiene lugar la etapa de mi-neralización aurífera, representada por electrum y teluros de Au. La otra secuencia presenta una transición, en dirección a la superficie, del conjun-to mineral pirita + tenantita + calcopirita + esfaleri-ta, al conjunto mineral pirita + enargita ± luzonita ± esfalerita ± calcopirita. En ambas secuencias

la barita es normalmente un mineral muy tardío y aparece a profundidades someras, pudiendo es-tar asociado con Au. La covelina hipogénica es rara en estos depósitos y cuando aparece, es el último de los sulfuros en formarse en las cavida-des, antes de su relleno por S nativo (Einaudi et al, 2003).

La formación de la sílice cavernosa es una con-secuencia del carácter ácido de los fluidos, que es un resultado de la generación de H2SO4 a par-tir de SO2, a lo cual se adiciona el efecto de la significativa presencia de HCL procedente del va-por magmático (Arribas, 1995). La elevada acidez de los fluidos, además de remover los minerales formadores de roca como los feldespatos, condi-ciona igualmente la ausencia de calcita. En oca-siones aparece una zona de alteración generada por el calentamiento mediante vapor, constituida por la asociación cristobalita - caolinita - alunita, subyacida por la de caolinita con esmectita, no directamente relacionada con la presencia de mi-neralización.

En depósitos que hayan experimentado poca ero-sión, pueden reconocerse alteraciones ácidas, de caolinita y alunita, en superficie, que reflejan la presencia de ebullición en profundidad (esto úl-timo se aplica para cualquier tipo de depósitos epitermal). Esta alteración suele mimetizar la distribución de la zona de vadosa, formando un cuerpo tabular subhorizontal (Hedenquist et al., 2000). La identificación de este rasgo dentro de los halos de alteración sulfato-ácido es una im-portante guía para la localización de los cuerpos minerales. Por último y hasta cierto punto, otro rasgo indicador de ebullición es la presencia de brechas, en este caso derivadas de los proce-sos de fracturación hidráulica ocurridos a conse-cuencia de la ebullición de los fluidos. La alunita también puede formarse durante el intemperis-mo supergénico por la oxidación atmosférica de sulfuros. Dado el ambiente generalmente some-ro en que ocurre la mineralización, puede suce-der que distintos tipos de alunita estén presentes, ocurriendo superposición entre ellos. De ahí la gran importancia que para la exploración tiene la correcta identificación de cada tipo de alunita existente, dado que la relación espacial con las menas es diferente en cada caso (Arribas, 1995).

En ocasiones aparecen sistemas de vetas y re-emplazamientos masivos de metales base aso-ciados a intrusivos calcoalcalinos hospederos de mineralización de Cu - Mo ± Au porfírico, donde las menas cupríferas, ubicadas en las partes más internas del sistema, se presentan en un estado

de sulfuración alto y muy alto, con núcleos cen-trales de mena con enargita, rodeados por alte-ración argílica avanzada y/o alteración sericítica. En las partes más externas del sistema, en cam-bio, aparecen menas de Pb - Zn ± Cu hospedera de tenantita, asociadas con la alteración argílica intermedia. En muchos de estos casos, las ve-tas aparecen sobreimpuestas a depósitos porfíri-cos coetáneos, con una evolución del estado de sulfuración de las menas desde media hacia al-ta, aunque a veces se observa una inversión tar-día de esta tendencia (Einaudi, et al, 2003). La extensión de esta superposición (a veces llama-da “telescopeado” en la literatura) es tectónica y climáticamente controlada por altos ritmos de le-vantamiento y de erosión, así como por el colap-so de los aparatos volcánicos.

El metamorfismo regional puede transformar ul-teriormente estos depósitos epitermales y sus alteraciones hidrotermales asociadas. Así, los mi-nerales de la zona argílica avanzada son sustitui-dos por pirofilita, andalucita, topacio y trazas de diásporo.


Firma geoquímica. Cu, Au, Ag, Bi, Te, Sn, As, Hg, Sb, Pb. La relación Au:Ag oscila entre 1:2 y 1:10. En los depósitos ricos en Cu, el contenido de este metal varía ampliamente, entre 0,1 % y 5 % (Sillitoe, 1993).

La geoquímica de isótopos estables de los fluidos indica su origen magmático (б13CCO2≅-5 ± 2 ‰; DH2O≅-35 ± 10 ‰; б18OH2O≅+7 ± 2 ‰; 34S∑S≅0 ‰). La alunita magmático - hidrotermal se caracteriza por tener una б34S mayor que la de los sulfuros minerales, mientras que la alunita generada co-mo resultado del calentamiento por vapor posee una б34S similar a la de los sulfuros minerales. Los datos de б18O indican su origen hidrotermal. Por su parte, los datos de inclusiones fluidas se-ñalan temperaturas de 160 0C a 240 0C y salini-dades inferiores al 1 % de NaCl equivalente para fluidos tardíos, mientras que para fluidos tempra-nos la salinidad puede alcanzar hasta el 30 % de NaCl equivalente (Taylor, 2007).

Firma geofísica. Mínimos magnéticos generados por la destrucción de los minerales magnéticos durante los procesos de alteración hidrotermal que acompañan a la mineralización, los cuales abar-can un volumen de rocas sustancialmente mayor al ocupado por el depósito mineral. Los contrastes gravimétricos pueden delimitar fronteras entre blo-ques estructurales.

Otras guías de exploración. Presencia de estruc-turas volcano - tectónicas. Estructuras de segundo orden adyacentes a fallas corticales, normales y transcurrentes (Panteleyev, 1996). Afloramiento de rocas silíceas con arcillas y alunita. Presencia de depósitos de Cu - Mo ± Au porfírico.


Ley y tonelaje. El modelo de ley - tonelaje (Mo-sier et al, 1986) señala para el 90 percentil una masa de mena ascendente a 220 mil toneladas, con una ley promedio de 3,9 g/t de Au y 2,4 g/t de Ag. Para el 50 percentil la masa asciende a 1,6 millones de toneladas, con una ley promedio de 8,4 g/t de Au y de 18 g/t de Ag. El contenido de Cu es de 0,05 %. Para el 10 percentil la masa de mena es de 11 millones de toneladas, siendo la ley promedio de Au de 18 g/t y 130 g/t la de Ag, en tanto el contenido de Cu es de 5,0 %. Es de notar que este modelo de ley - tonelaje fue confeccio-nado con datos de solo 8 depósitos.

Los depósitos acumulan de 10 toneladas a 150 toneladas de Au metálico, pero pueden superar las 600 toneladas de Au metálico, con leyes que generalmente oscilan entre 1 g/t y 8 g/t de Au, con un valor promedio de 4 g/t - 5 g/t (Robert et al., 2007), en tanto su masa de mena varía entre 1 millón de toneladas de mena y 100 millones de toneladas de mena (Taylor, 2007).

Limitaciones económicas. Las menas prima-rias pueden ser refractarias, lo que puede hacer que las menas de baja ley no sean económicas. La oxidación de las menas primarias influye mu-cho en la economía del proceso tecnológico de beneficio. Los depósitos de este tipo suelen ser más pequeños y, en consecuencia, tener menor vida útil que los de baja sulfuración.

Importancia. Este tipo de depósito ha ganado importancia por las atractivas leyes de Au y Cu de algunos depósitos.

Bibliografía

Arribas, A. Jr., 1995. Characteristics of high-sul-fidation epithermal deposits, and their relation to magmatic fluid, en Thompson, J.F.H. (ed.), Mag-mas, fluids and ore deposits. Mineralogical As-sociation of Canada, Short Course Series, 23: 419-454.

Bethke, P. M., R. O. Rye, R. E. Stoffregen, P. G. Vikre, 2005. Evolution of the magmatic-hydrother-mal acid-sulfate system at Summitville, Colorado.


Integration of geological, stable isotope, and fluid inclusion evidence. Chemical Geology, 215:281-315.

Camprubí, A., E. González-Partida, G. Levres-se, J. Tritlla, A. Carrillo-Chávez, 2003. Depósitos epitermales de alta y baja sulfuración: una tabla comparativa. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana. Tomo LVI (1): 10 - 18.


Cooke, D. R., S. F. Simmons, 2000. Characteris-tics and genesis of epithermal gold deposits. Re-views in Economic Geology, 13: 221-244

Einaudi, M. T., J. W. Hedenquist, E. E. Inan, 2003, Sulfidation state of fluids in active and extinct hy-drothermal systems. Transitions from porphyry to epithermal environments. Society of Economic Geologists, Special Publication, 10: 285-313.

Fifarek, R. H., R. O. Rye, 2005. Stable isotope geochemistry of the Pierina high-sulfidation Au-Ag deposit, Peru: influence of hydrodynamics on SO2

-4-H2S sulfur isotopic exchange in magma-tic-steam and steam-heated environments. Geo-chemistry of sulfate minerals in high and low temperature environments. Chemical Geology, 215: 253-279.

Gammons, C. H., A. E. Williams-Jones, 1997. Che-mical mobility of gold in the porphyry-epithermal environment. Economic Geology, 92: 45-59.


Heinrich, C. A., T. Driesner, A. Stefánsson, T. M. Seward, 2004. Magmatic vapor contraction and the transport of gold from the porphyry environ-ment to epithermal ore deposits. Geological So-ciety of America, 32 (9): 761–764. doi. 10.1130/G20629.1

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition.Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010. 961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1.DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.

Mosier, D. L., W. D. Menzie, 1986. Grade and ton-nage model of epithermal quartz – alunite Au. En Cox, D. P., D. A. Singer Eds, Mineral Deposit Mo-dels. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 291 págs.

Panteleyev, A., 1996. Epithermal Au-Ag-Cu. High Sulphidation; en Selected British Columbia Mine-ral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure D. V., T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 37-39.

Sillitoe, R. H., 1993. Epithermal models, genetic types, geometrical controls and shallow features, en R. V. Kirkham, W. D. Sinclair, R. I. Thorpe, J. M. Duke eds., Mineral Deposit Modeling. Geolo-gical Association of Canada, Special Paper 40: 403-417.

Simmons, S. F., B. W. Christenson, 1994. Origins of calcite in a boiling geothermal system. Ameri-can Journal of Science, 294: 361-400.


Taylor, B. E., 2007. Epithermal gold deposits, in Goodfellow, W. D., ed., Mineral Deposits of Cana-da. A Synthesis of Major Deposit-Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provin-ces and Exploration Methods. Geological As-sociation of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication No. 5:113-139.

Au - Ag Epitermal de Baja Sulfuración

Identificación

Sinónimos. Au - Ag cuarzo - adularia, Au - Ag adu-laria - sericita, Au - Ag tipo Sado, Au - Ag tipo bo-nanza, Au - Ag hidrotermal cloruro alcalino, Au - Ag epitermal calcedonia ginguro bandeado. Vetas de Au - Ag - Te. Au asociado con intrusiones alcalinas.

Subtipos de depósitos. Au - Ag epitermal de ba-ja sulfuración alcalino.

Productos. Au, Ag

Subproductos. Pb, Zn, Cu

Tipos de depósitos asociados. Au - Ag hidroter-mal de alta sulfuración. Au - Ag de fuente termal (hot - spring). Cu - Mo ± Au porfírico. Ag - Au epitermal de baja sulfuración Skarn de Au. Skarn de Cu. Placer de Au.

Ejemplos mundiales. Midas, Round Mountain (Nevada, USA.), Blackdome (British Columbia, Canadá) Sado, Hishikari (Japón), Pozos (Méji-co), Cerro Vanguardia (Argentina) Waihi, Martha (Nueva Zelanda). Subtipo alcalino: a) suite sódi-ca: Ladolam y Porgera (Papúa Nueva Guinea). b) suite shoshonítica (rocas máficas ricas en K): Cri-pple Creek (Colorado, USA.), Emperor (Fiji), An-tamok-Acupan (Filipinas).

Ejemplos cubanos. Florencia, Maclama (Ca-magüey). Jacinto (Camagüey) es un ejemplo del subtipo alcalino.


Ambiente geodinámico. Arcos volcánicos insu-lares y cordilleranos, sistemas volcánicos relacio-nados con estructura extensionales de trasarco. Volcanismo subaéreo medio y félsico, máfico al-calino shoshonítico o bimodal basáltico andesíti-co. Los depósitos del subtipo alcalino aparecen en regiones pericratónicas y en arcos volcánicos insulares afectados por magmatismo más joven y volcanismo shoshonítico tardío, así como en am-bientes de colisión arco insular - continente.

Ambiente deposicional. Sistemas hidroterma-les someros, generalmente desarrollados a pro-fundidades entre 1 km y 2 km, relacionados con sistemas de fallas regionales y asociados a gra-bens, calderas resurgentes, complejos de domos de flujo y raramente en sistemas de mar - dia-tremas. En los sistemas volcánicos los depósitos

se vinculan con fallas normales y sus ramifica-ciones, sistemas en echelón y lazos sigmoides. Secuencias volcánicas cortadas por stocks sub-volcánicos y sistemas de diques.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas volcá-nicas calcoalcalinas y alcalinas. Secuencias de volcanismo bimodal y de flujos piroclásticos su-baéreos y de cenizas (ignimbritas), así como bre-chas volcánicas. Rocas intrusivas asociadas son: andesita, gabro-diorita, diorita, dacita, riodacita, riolita, monzonita, lavas traquibasálticas, latíticas, andesíticas y traquíticas. Tobas de andesíticas a riolíticas. Rocas sedimentarias clásticas. Los de-pósitos del subtipo alcalino se relacionan con ro-cas volcánicas alcalinas y shonshoníticas, que van desde basalto alcalino a traquita. Estas rocas pueden ser potásicas o sódicas e incluyen absa-rokita (basaltos shonshoníticos augito-olivínicos), andesita rica en K, bakanita (traquiandesita bio-títica), leucogabro, sienita, fonolita, monchiquita, vogesita, diorita y monzonita. Brechas volcánicas y tobas lapíllicas de similar composición.

Edad de la mineralización. Principalmente ce-nozoicos, aunque pueden ser más antiguos. La prevalencia de los depósitos jóvenes se debe al alto ritmo de erosión de las secuencias hospede-ras de los depósitos antes de quedar protegidas por enterramiento.

Forma del depósito. Vetas discordantes, en-jambres de vetas, stockwork, bolsones, cuerpos estratoligados, zonas de brechas. Las vetas in-dividuales suelen ubicarse en forma subparale-la, enlazada, formando stockworks dentro de las zonas mineralizadas, las cuales pueden situarse dentro de estructuras de gran longitud, que con-tienen cuerpos minerales de variada forma sepa-rados entre sí por porciones estériles o por ganga piritizada. El número de vetas puede llegar a ser superior a 100. Además de las vetas, formadas en lo fundamental por cuarzo, puede encontrarse mineralización pirítica diseminada con bajos con-tenidos de Au y Ag en rocas porosas tales como tobas y rocas clásticas gruesas, así como en zo-nas de fallas y brechas.

Los cuerpos minerales individuales suelen exten-derse varios cientos de metros de longitud por el rumbo, aunque pueden llegar a tener más de 2 km de longitud. Así mismo, tienen hasta 700 m de longitud por el buzamiento, con un espesor que oscila entre 1 m y 8 m. Las zonas de alta ley comúnmente se encuentran en zonas de di-latación, fallas, flexuras, ramificaciones y lazos sigmoides. Las zonas alteradas asociadas pue-


den cubrir hasta 3 km de largo y 2 km de ancho (Taylor, 2007).

Zonación del depósito. Los depósitos pueden estar zonados verticalmente. En su parte superior son ricos en Au y Ag, con escasa cantidad de me-tales base, en tanto en su parte media se vuelven más ricos en Ag, con un incremento del contenido de metales base. Finalmente, a mayor profundi-dad, las menas pasan a ser piríticas y pobres en metales base. En esos casos hay una zonación geoquímica vertical, usualmente representada por asociaciones sucesivas, de arriba hacia aba-jo, de Au - Ag - As - Sb - Hg; Au - Ag - Pb - Zn - Cu; Ag - Pb - Zn. Esta zonación comúnmente apare-ce desplegada en un intervalo de 250 m a 350 m (Panteleyev, 1996). En ocasiones, esta zonación es más acentuada, produciéndose una verdadera transición de la mineralización de Au - Ag de baja sulfuración a la mineralización rica en Ag y meta-les base del tipo vetas polimetálicas (sulfuración intermedia).

Mineralogía de mena. Principal: pirita. Subordi-nados: marcasita, electrum, Au y Ag nativos, ar-gentita, pirargirita, calcopirita, esfalerita, galena, tetrahedrita, barita, teluros (calaverita, krennerita, hessita, petzita, silvanita, nagyágita), arsenopiri-ta. Raros: sulfosales de plata y/o seleniuros. Oxi-dados: Limonita. El contenido total de sulfuros es de hasta 1 - 2 % en volumen, si bien puede llegar hasta un 20 % en volumen en el caso de los en-cajados en basaltos. Tanto el contenido de S total como el de metales base suele ser bajo.

En los epitermales de baja sulfuración del sub-tipo alcalino los teluros de Au y Ag (silvanita, calaverita, krennerita, petzita, hessita, coloradoi-ta, melonita y rara benleonardita) aparecen más ampliamente distribuidos. Además, se pueden presentar pirita arseniosa, pirrotita, cinabrio, es-tibina, hematites y teluro nativo, siendo poco co-munes los seleniuros (Hedenquist et al., 2000). En los depósitos alcalinos encajados en basaltos bimodales aparece esfalerita rica en Fe. El Au se localiza en forma libre o dentro de pirita, fluorita, cuarzo y barita, y el contenido total de sulfuros usualmente es del 2 % - 10 % en volumen (Cam-prubí y Albinson, 2006).

La inmensa mayoría de los depósitos epitermales de baja sulfuración son preponderantemente au-ríferos o ligeramente enriquecidos en Ag. Así, la mineralogía de mena varía desde Au y electrum finamente disperso en cuarzo blanco, sin sulfu-ros, pasando por las vetas de cuarzo aurífero con bajo contenido de sulfuros -en las que el Au se

encuentra en el cuarzo y/o en la pirita- hasta las bonanzas auríferas, aunque puede haberlas ri-cas en Ag (Laznicka, 2010). Como ya se indicó, hay casos en que el estilo de la mineralización transiciona verticalmente al rico en sulfuros del ti-po epitermal de sulfuración intermedia (Camprubí y Albinson, 2006).

Otros elementos a señalar son: 1) los teluros son fácilmente destruidos por el intemperismo y 2) el enriquecimiento supergénico puede elevar el contenido de Au nativo en las menas.

Mineralogía de ganga. Principal: Cuarzo. Su-bordinados: calcedonia, amatista, adularia calci-ta, illita, esmectita. Raros: sericita, fluorita, clorita, caolinita, montmorillonita, dolomita, rodocrosita, rodonita, barita, anhidrita. En afloramientos apa-recen cuarzo, jarosita y alunita (supergénica). Pre-dominan las variedades de sílice amorfa, cuarzo criptocristalino y cristalino multibandeados, adu-laria, y la calcita hojosa (Sillitoe y Hedenquist, 2003). Sericita o illita ± adularia son los minerales claves en la identificación de este tipo de depósi-to (Campubrí et al, 2003), presentándose la adu-laria en forma diseminada y en vetas. La ganga carbonatada es escasa y típicamente tardía.

En los depósitos del subtipo alcalino también apa-recen fluorita, celestina, feldespato K, biotita, albita y roscoelita (mica vanadífera). La ganga carbona-tada, a diferencia de los depósitos normales de baja sulfuración, es abundante, excepto la de Mn.

Texturas y estructuras. Bandeada, crustiforme, cavernosa, colofórmica, botrioidal, pórfido-afaníti-ca, brechosa, de relleno de espacios abiertos, de peine, masiva, de reemplazamiento.

Alteraciones hidrotermales. Zonas de altera-ción generalmente estrechas con silicificación, sericitización, caolinitización, argilitización (argíli-ca intermedia: caolinita, illita, montmorillonita, es-mectita), carbonatización, propilitización (clorita, albita, calcita, epidota y/o clinozoisita). Esta últi-ma puede tener carácter regional. En presencia de rocas básicas encajantes, la clorita prevalece sobre la illita.

La silicificación constituye la zona de alteración más interna, representada por múltiples genera-ciones de cuarzo y calcedonia, siendo rodeadas por la sericitización. En otros casos, los depósitos de baja sulfuración presentan una interestratifica-ción fina de calcedonia y ópalo, con muy subor-dinada adularia, cuarzo pseudomorfo de calcita y bandas sulfúricas negras (denominadas “gin-

guro”) que pueden contener electrum y sulfosa-les de Ag y Au, (Corbett, 2002). En los casos en que dentro de la secuencia encajante aparecen rocas carbonatadas o ricas en carbonatos, la sili-cificación puede formar jasperoides, cuerpos ve-tiformes subverticales o subhorizontales más o menos cavernosos, compuestos por sílice y he-matites. Rodeándola, aparece una zona de alte-ración sericítico - potásica (cuarzo + feldespatos potásicos y/o sericita, con o sin illita y esmectita). El feldespato potásico típicamente presente es la adularia, pero su cantidad varía grandemente ya veces puede estar ausente. Adyacente a algunas vetas aparece la alteración argílica intermedia y, en ocasiones, puede observarse alteración ar-gílica avanzada (caolinita y alunita) en el flanco colgante de las vetas. Formando la parte exterior de la zona de alteración hidrotermal aparece la propilitización, la cual también tiende a ser domi-nante en profundidad. Adularia, ilita y esmectita, además del cuarzo, son los minerales de altera-ción más característicos de este tipo de depósito epitermal. En algunos casos, la alteración clorí-tica acompaña a la sericítica y a la silicificación. Aunque en algunos depósitos la distribución de las alteraciones es simétrica en relación con las menas, en otros es marcadamente asimétrica.

En los depósitos del subtipo alcalino, las altera-ciones hidrotermales se caracterizan por la pre-sencia de cuarzo, adularia, dolomita y roscoelita (mica vanadífera verdosa), así como feldespato K, en la zona interior y sericita, clorita, esmectita, magnetita y carbonatos, con subordinada adula-ria, en la exterior. La pirita es más abundante en la zona interior que en la exterior. También puede presentarse epidotización. En la zona de silicifica-ción del nivel freático puede aparecer una capa de calcedonia.

Controles de mena. Estructural: la mineraliza-ción es controlada por fallas normales, límites de grabens, sistemas de fallas radiales y de frac-turas anulares, así como por zonas de brechas asociadas con estructuras volcano - tectónicas como las calderas. Aunque las fallas de orden superior controlan la distribución de los depósi-tos, por lo común estos se forman en las fallas subsidiarias. La mineralización suele ubicarse en sistemas de fracturas rectas, ramificadas, bifur-cadas, enlazadas e intersectadas. Los bolsones se desarrollan habitualmente allí donde aparecen aberturas extensionales y lazos sigmoides, más frecuentemente donde cambia el rumbo y/o el bu-zamiento de las vetas. Las intersecciones de fa-llas e inflexiones en el plano de falla suministran locaciones favorables para el engrosamiento de

las vetas y el desarrollo de zonas de brecha, en presencia de sincronismo entre los movimientos tectónicos y el crecimiento de las vetas. La pre-sencia de fracturas en el flanco colgante de las estructuras mineralizadas es un factor altamente favorable para la presencia de menas de alta ley. Estratigráfico: las vetas suelen emplazarse a pro-fundidades entre 1 km y 2 km bajo la paleosuper-ficie, a veces a menos, asociados con las vías de descargas de fuentes termales y/o por encima o lateralmente dispuestas con respecto a cuerpos intrusivos porfíricos. Magmático: presencia de pequeños intrusivos y de diques. Litológico: uni-dades clásticas permeables y porosas de grano grueso, brechas hidrotermales o tectónicas. Exis-tencia de contraste de permeabilidad y/o reacti-vidad de las rocas (Camprubí y Albinson, 2006; Taylor, 2007).

Modelo genético. Para su formación estos de-pósitos requieren de la presencia de un sistema geotérmico convectivo de pH neutro, portador de Cl, H2S, y CO2, el cual puede ser creado y soste-nido por un magma en ascenso y, más frecuen-temente, por cámaras magmáticas ubicadas en profundidad. En consecuencia, los depósitos tienden a ser más jóvenes -o mucho más jóve-nes- que la fase principal de volcanismo (y que los depósitos epitermales de alta sulfuración), y en concordancia con esto, más jóvenes que sus rocas encajantes y hospederas (Laznicka, 2010). Esta diferencia se estima en 1 millón a 10 millo-nes de años, más frecuentemente entre 2 millo-nes de años y 4 millones de años (Campubrí et al, 2003).

El rango térmico de formación de menas suele estar entre 250 0C y 100 0C, aunque a veces se presentan valores del orden de los 300 0C, so-bre todo en los depósitos con abundante Ag, lo cual indica la existencia de una transición entre los depósitos de este modelo y los pertenecien-tes al de Ag - Au epitermal de sulfuración interme-dia, de carácter meso-epitermal. La salinidad de los fluidos mineralizados es generalmente baja, con valores inferiores a 3,5 %, que pueden alcan-zar hasta 6 % de NaCl equivalente (Campubrí y Albinson, 2006). Los fluidos formadores de me-na son reducidos y de pH aproximadamente neu-tro, en los que el azufre se presenta en su estado de oxidación -2, es decir, de “baja sulfuración”, y donde el Au es transportado en forma de com-plejo tiosulfurado AuHS0. Por su parte, el valor de la б34S refleja en buena medida el carácter de la secuencia encajante, lo que indica su influen-cia sobre el fluido hidrotermal en migración. La profundidad de formación de los depósitos cubre


un rango que va desde menos de 250 m hasta 1000 m, aunque puede llegar hasta los 2 km. La presencia de concentraciones anómalas de Hg, Sb y As es consecuencia de las bajas tempera-turas alcanzadas por los fluidos a profundidades muy someras.

El calor necesario para la circulación convecti-va de los fluidos es suministrado por los cuerpos subvolcánicos enfriados a profundidades inferio-res a 2,5 km - 3,0 km), así como por cuerpos in-trusivos mayores emplazados a profundidades significativas, del orden de los 5 km y superio-res (Camprubí y Albinson, 2006). Con relación a ellos, los depósitos pueden ubicarse hasta a va-rios kilómetros de distancia horizontal.

Los fluidos magmáticos derivados de estos cuer-pos intrusivos someros sufren en profundidad un proceso de separación de fases, durante la cual gran parte del agua y del H2S migran a la fase gaseosa. Esta última fase, al enfriarse, se con-densa en forma de fluido rico en H2S y en con-secuencia, posee un alto potencial de disolución y removilización del oro en forma de complejos tiosulfurados (Gammons y Williams-Jones, 1997). Cabe señalar que para que el transporte de Au tenga lugar, resulta imprescindible que el Fe en el fluido sea deficitario en relación con el S, pues en caso contrario, la precipitación de pirita redu-ce rápidamente la cantidad de S disponible en el fluido en enfriamiento, lo cual trae como resulta-do la desestabilización de los complejos bisulfu-rados de Au (AuHS0 y Au(HS)2- ), ya que el AuOH0

y el AuCl2- son inadecuados para el transporte de altas concentraciones de Au en fluidos de pH neutro a baja temperatura. Así, la precipitación de pirita y de otros sulfuros desde fluidos deficien-tes en S provoca que la mayoría del Au precipite a temperaturas superiores a 400 0C, impidiendo el transporte efectivo del Au dentro del rango de temperaturas epitermales (Heinrich et al, 2004).

La capacidad de tamponado del pH de las litolo-gías atravesadas por los fluidos en su ascenso produce su “neutralización primaria” durante su migración, condicionando el ya mencionado es-tado neutro del pH. Igualmente, la composición litológica de la secuencia encajante parece tener influencia en la existencia de la amplia variación de la relación Au/Ag reportada en distintos depó-sitos. A los fluidos magmáticos se les va incorpo-rando, a lo largo de su trayectoria de migración hacia los niveles más altos, crecientes cantida-des de aguas subterráneas de origen meteóri-co, modificadas en menor o mayor grado durante su tránsito a través de la secuencia encajante

del sistema mineral (Corbett, 2002). Esto expli-ca por qué los fluidos hidrotermales mineraliza-dos formadores de depósitos tiendan a ser de baja salinidad, pues la contribución de agua magmática es inferior al 10 %. Esta contribu-ción hidrotermal - magmática tiene lugar me-diante la desgasificación pasiva y el suministro de sustancias minerales se produce a través del desprendimiento de volátiles en los frentes de fracturación hidráulica desarrollados en los márgenes del magma en proceso de cristaliza-ción (Taylor, 2007).

En los depósitos suele reconocerse la presencia de dos fluidos de diferentes salinidades. Uno de ellos es de circulación profunda y más alta tem-peratura, con salinidades entre 10 % y 20 % en peso de NaCl equivalente, responsable del trans-porte de los metales; el otro, de más baja tempe-ratura y salinidad inferior a 1 % en peso de NaCl equivalente, es de origen más somero. Ambos fluidos, de acuerdo con sus atributos geoquími-cos y datos isotópicos, se forman a partir de un mismo fluido fuente, de salinidad baja a interme-dia, a través del proceso de ebullición. Este fluido primario se forma a partir de aguas meteóricas fuertemente modificadas en el marco de un siste-ma de circulación más o menos profunda, donde puede haber cierta mezcla de estas con aguas magmáticas (Taylor, 2007).

La diferente ubicación espacial de los sitios de deposición de mena en relación con el intrusivo fuente de fluidos magmáticos y la distribución de la permeabilidad en el corte encajante, determi-nan la existencia de variados grados de mezcla entre aguas magmáticas, de circulación profunda y de circulación somera. De ahí que en unos de-pósitos la contribución magmática al fluido mine-ralizado sea mayor y en otros menor.

La precipitación de los minerales de mena ocu-rre como resultado de la ebullición, la mezcla de fluidos, el descenso de presión, el enfriamiento por conducción y la reducción de los fluidos a consecuencia de su interacción con la secuencia encajante. El primero de los mecanismos mencio-nados es el que generalmente se reconoce co-mo el más importante. La presencia de una zona de ebullición estacionaria favorece la formación de un depósito de alta ley. Igualmente, el control estructural puede determinar sitios de mezcla de fluidos.

Las brechas hidrotermales que hospedan mine-ralización de Au y Ag se asocian frecuentemente con procesos de ebullición que sellan rápidamen-

te los espacios abiertos con minerales como el cuarzo y la adularia, lo cual permite la aparición de elevadas presiones dentro del sistema y, a su vez, la fracturación hidráulica de las rocas, con el correspondiente desarrollo de una nueva gene-ración de brechas, grietas y zonas de stockwork (Saunders y Schoenly, 1995).

La composición de las menas en los depósitos es influenciada por la composición de las rocas atravesadas por los fluidos mineralizados en su camino hacia el sitio de deposición de mena. En general, la fuente de metales es la secuencia vol-canógeno - sedimentaria que alberga la minera-lización, aunque a veces resulta difícil establecer una fuente clara de metales. El S y el C pueden ser de origen magmático. En este sentido, los de-pósitos que interactúan con rocas piritizadas ri-cas en materia orgánica (lutitas, pizarras, filitas), o con depósitos preexistentes de sulfuros masi-vos, constituyen casos espaciales, generadores de debate acerca de la fuente de metales y del S y C presente en ellos.

El enfriamiento progresivo de los cuerpos intru-sivos fuentes de calor y el consecuente debi-litamiento de la circulación convectiva, da lugar a que las isotermas se desplacen hacia niveles más profundos con el paso del tiempo, lo cual da lugar a la aparición en los depósitos del fenóme-no consistente en la sobreimpresión de una mi-neralización característica de niveles corticales más someros sobre otra más antigua, propia de niveles más profundos (Corbett, 2002). La magni-tud de este efecto de superposición de estilos de mineralización propios de intervalos de profundi-dades diferentes puede controlarse tectónica y climáticamente a través del ritmo de levantamien-to de la región y del ritmo de erosión imperantes.

Cuando un depósito se forma en una zona de cli-ma tropical, con desarrollo profundo de la zona de oxidación por intemperismo, los procesos de enriquecimiento supergénico suelen provocar la concentración química y mecánica del Au cerca de la superficie o de la base de la zona de oxida-ción, lo que genera contenidos de Au mucho más altos que los presentes en la mena no intemperi-zada. Esto es algo a tener en cuenta durante los trabajos de exploración en regiones tropicales, sobre todo a la hora de interpretar los resultados del muestreo de suelo (Corbett, 2002).

Los factores más importantes en la formación de los depósitos epitermales, con marcada in-fluencia sobre la mineralización y su ubicación

espacial (White y Hedenquist, 1990), son los si-guientes:

• Geología regional de la zona en la que se halla el depósito: estructura, estratigrafía, intrusiones asociadas con la mineralización y composición de las rocas ígneas, factores éstos que contro-lan directamente el tipo y el grado de permeabi-lidad, así como la reactividad de la roca o rocas encajantes.

• Características hidrológicas de la zona, lo cual incluye la relación existente entre la permeabili-dad y la topografía, que controla el movimiento de los fluidos, y las características de los proce-sos de recarga y descarga de fluidos, así como el acceso de las aguas calentadas por vapor.

• Condiciones de presión y temperatura de los fluidos hidrotermales mineralizados, estrecha-mente relacionadas con su punto de ebullición.

• Características químicas de los fluidos y conte-nido total de gases en ellos, factores determinan-tes en su reactividad, capacidad del transporte de metales y en la paragénesis mineral, así co-mo en la alteración de las rocas encajantes.

• Posible desarrollo de permeabilidad contempo-ránea con la actividad hidrotermal y/o cambios en el gradiente hidráulico de la zona.

Camprubí y Albinson (2006) distinguen tres tipos diferentes de depósitos epitermales de baja sul-furación, de acuerdo con el mecanismo de preci-pitación de mena.

1. Depósitos de “ebullición profunda”. Suelen es-tar relacionados con fluidos hidrotermales que inician la ebullición a temperaturas ≥ 300 0C y a profundidades ≥ 1000 m bajo la paleosuperfície y que se dispersan lateralmente en el sistema hidrológico.

2. Depósitos de “ebullición somera” (o de tipo fuente termal). Presentan zona de ebullición a unos 300 m - 400 m bajo la paleosuperfície, re-lacionados con el “retraso” de la ebullición de los fluidos ascendentes en el sistema hidroter-mal.

3. Depósitos profundos "sin ebullición”. Se ca-racterizan por hallarse dispuestos en zonas verticalmente extensas, relacionados con flui-dos sobrepresurizados que ascienden prin-cipalmente en fase líquida, sin experimentar ebullición.


La alteración propilítica suele desarrollarse en condiciones de baja relación agua/roca, pues en las zonas donde esta relación es alta aparece gran cantidad de mica blanca. Por otro lado, la alteración argílica tiende a dominar con el des-censo de la temperatura. Los gases liberados du-rante la ebullición, por su parte, pueden originar alteración argílica o argílica avanzada en la peri-feria, o bien superpuesta a la formada a partir de fluidos profundos (Campubrí et al, 2003).

El proceso de calentamiento por vapor puede ori-ginar zonas de alteración con presencia de aluni-ta que no sobreyacen a depósitos de alta y baja sulfuración. Adicionalmente a esto, la alunita tam-bién puede formarse como resultado del intem-perismo de depósitos de sulfuros. La distinción entre los diferentes orígenes posibles de la alu-nita puede realizarse a través de su textura: la alunita hipogénica es de grano grueso, en tan-to la supergénica es de grano fino y pobremente cristalizada. La presencia de halloysita, jarosita, así como de óxidos de Fe, destaca la naturale-za supergénica de la alteración en tales casos. En depósitos metamorfizados el criterio textural es menos esclarecedor y en su lugar pueden em-plearse los estudios isotópicos para distinguir en-tre la alunita magmático - hidrotermal hipogénica, la alunita calentada por vapor y la alunita super-génica (Taylor 2007).

En el caso de los depósitos epitermales alcalinos, como resultado de la ebullición de los fluidos hi-drotermales, se produce la pérdida de las espe-cies gaseosas: H2, H2S, CO2 y H2Te. La pérdida de H2S es la causa principal de la precipitación del Au, mientras que la precipitación de los sul-furos, teluros y en parte la del Au, se produce a causa de la ebullición y enfriamiento del fluido a lo largo de la curva que relaciona el punto de ebu-llición con la profundidad. Al parecer, en estos de-pósitos los teluros de Au se forman antes que los de Ag, siendo las rocas ígneas la fuente de me-tales (Pals y Spry, 2003). Por otra parte, aunque los magmas alcalinos y los fluidos hidrotermales derivados de ellos son relativamente oxidizados, los conjuntos de sulfuros minerales en las me-nas epitermales genéticamente relacionadas con ellos son principalmente de baja y media sulfura-ción (Einaudi et al, 2003).


Firma geoquímica. Litogeoquímica. Au, Ag, Cu, As, Sb, Ba, F, Hg ± Zn, Pb. Pueden aparecer Mo, Te, Se, Tl y EGP. Au en jaguas. La relación Au: Ag normalmente oscila entre 10:1 y 1:5.

La presencia de una baja relación isotópica 18O/16O es un indicador de ambiente epitermal y somero que, particularmente en el caso de los depósitos de baja sulfuración, provee una firma isotópica de alteración por aguas meteóricas ca-paz de sobrevivir al metamorfismo (Taylor, 2007).

Firma geofísica. Los métodos electromagnéti-cos, entre ellos el de ultra baja frecuencia (VLF por sus siglas en inglés) se utilizan para identifi-car zonas conductoras. La espectrometría gam-ma permite cartografiar las zonas de alteración hidrotermal asociadas con los depósitos, particu-larmente mediante la detección de anomalías en el canal K. La magnetometría ayuda en la carto-grafía de las posibles estructuras controladoras y de las zonas hidrotermalmente alteradas, estas últimas usualmente caracterizada por valores ba-jos del campo magnético, resultante de la des-trucción de los minerales con alta susceptibilidad magnética durante los procesos de alteración.

Otras guías de exploración. Presencia de fuen-tes termales en zonas volcánicas activas. Pre-sencia en el suelo de abundantes fragmentos de material silicificado y con texturas diagnósticas como la cavernosa y el cuarzo bandeado. Presen-cia de estructuras extensionales subordinadas. La presencia de relativa abundancia de sulfuros en las menas y de una amplia firma geoquímica (As, Te, Se, Ge, Mo, Hg, Bi, Sb, Sn) pueden in-dicar la existencia de mineralización porfírica en niveles más profundos (Vlad y Orlandea, 2004).


Ley y tonelaje. Para el 90 percentil la masa de mena es de 29 mil toneladas, con 1,3 g/t de Au y 5,3 g/t de Ag. Para el 50 percentil la masa de mena es de 300 mil toneladas, con 6 g/t de Au y 38 g/t de Ag. Para el 10 percentil la masa de mena asciende a 3 millones de toneladas, con 21 g/t de Au y 270 g/t de Ag, así como 1,9 % de Cu (Mosier y Sato, 1986). Es de notar que este modelo fue elaborado con depósitos de tamaño generalmente pequeño, por lo que no fueron in-cluidos depósitos de este tipo de gran tamaño, ni representativos del subtipo alcalino, descubiertos o identificados con posterioridad como pertene-cientes a este tipo de depósito. Así, según Robert et al. (2007), los depósitos suelen tener menos de 100 t de Au metálico, pero algunos llegan a supe-rar las 500 t de Au metálico, con contenidos que oscilan entre 2 g/t y 70 g/t de Au.

Limitaciones económicas. En los casos don-de predomina el Au en forma ligada, el proceso

de beneficio es más costoso y riesgoso desde el punto de vista medioambiental.

Importancia. Contiene 4 de los 10 mayores de-pósitos de Ag del mundo, incluido el mayor de to-dos: Cerro Rico - Potosí (Laznicka, 2010), siendo también grandes suministradores de Au.

Bibliografía

Camprubí, A., E. González-Partida, G. Levres-se, J. Tritlla, A. Carrillo-Chávez, 2003. Depósitos epitermales de alta y baja sulfuración: una tabla comparativa. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana. Tomo LVI (1): 10 – 18.


Corbett, G., 2002. Epithermal gold for exploratio-nists. AIG Journal - Applied geoscientific practice and research in Australia. Paper 2002-01. 26 págs.

Gammons, C. H., A. E. Williams-Jones, 1997. Che-mical mobility of gold in the porphyry-epithermal environment. Economic Geology, 92: 45-59.


Heinrich, C. A., T. Driesner, A. Stefánsson, T. M. Seward, 2004. Magmatic vapor contraction and the transport of gold from the porphyry environ-ment to epithermal ore deposits. Geological So-ciety of America, 32 (9): 761–764. doi. 10.1130/G20629.1


Mosier, D. L., T. Sato, 1986. Grade and tonnage model of Sado epithermal veins. En Cox, D. P., D. A. Singer Eds, Mineral Deposit Models. U.S. Geo-logical Survey Bulletin 1693, 291 págs.

Pals, D. W. y P. G. Spry, 2003. Emperor Gold De-posit. Telluride mineralogy of the low sulfidation epitermal Emperor Gold deposit, Vatukoula, Fiji. Mineralogy and Petrology, 79: 235 - 307 Springer Verlag. Austria.

Panteleyev, A., 1996. Epithermal Au-Ag Low Sul-phidation. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure, D. V., T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mi-nes and Petroleum Resources: 41 - 43.

Saunders J. A., P. A. Schoenly, 1995. Boiling, co-lloid nucleation and aggregation, and the gene-sis of bonanza Au-Ag ores of the Sleeper deposit, Nevada. Mineralium Deposita, 30: 199–210

Sillitoe, R. H., J. W. Hedenquist, 2003. Linkages between Volcanotectonic Settings, Ore-Fluid Compositions, and Epithermal Precious Metal Deposits. Society of Economic Geologists, Spe-cial Publication Series, 10: 314-343.


Taylor, B. E., 2007. Epithermal gold deposits, in Goodfellow, W. D., ed., Mineral Deposits of Cana-da. A Synthesis of Major Deposit-Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provin-ces, and Exploration Methods. Geological As-sociation of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication No. 5: 113-139.

Vlad, S. N, E. Orlandea, 2004. Metallogeny of the Gold Quadrilateral. Style and Characteristics of epithermal – subvolcanic mineralized structures, South Apuseni Mts., Romania. Studia Univesitatis Babes-Bolyai, Geologia, XLIX (1): 15 – 31.

White, N. C., J. W. Hedenquist, 1990, Epithermal environments and styles of mineralization: varia-tions and their causes, and guidelines for explo-ration. Journal of Geochemical Exploration, 36: 445-474.


Au - Au Epitermal de Sulfuración Inter-media

Identificación

Sinónimos. Vetas polimetálicas en secuencias volcánicas. Ag - metales base epitermal. Au me-tal base - carbonatos. Au - Ag polimetálica. Vetas de Pb - Zn - Ag asociadas a intrusivos félsicos. Vetas epitermales tipo Creede. Vetas epitermales tipo Comstock.


Productos. Ag, Au, Pb, Zn.

Subproductos. Cu, Mn.

Tipos de depósitos asociados. Todos los tipos de depósitos porfíricos. Skarn de Pb - Zn y Skarn de Fe. Mantos polimetálicos. Au - Ag epitermal de alta sulfuración y de baja sulfuración. Vetas aurí-feras relacionadas con intrusivos reducidos. Pla-cer de Au.

Ejemplos mundiales. St. Anthony (Arizona, USA.), Creede (Colorado, USA.) Comstock (Ne-vada, USA.), Real de Guadalupe, San Martín de Bolaños, Sombrerete y Plomositas - Plomosas - Los Arcos (México), Arcata (Perú), Rosia Monta-na (Rumanía), Baguio (Filipinas).



Ambiente geodinámico. Estos depósitos ocu-rren en arcos volcánicos insulares y cordilleranos, así como en secuencias de trasarco, especial-mente en zonas de los arcos volcánicos con presencia de tectónica extensional. La minerali-zación se relaciona con magmatismo y volcanis-mo calcoalcalino y/o bimodal.

Ambiente deposicional. Las vetas, de yacencia discordante, se presentan dentro de secuencias volcánicas cercanas a cuerpos intrusivos de cual-quier composición. Por lo común los depósitos se distribuyen a lo largo de estructuras volcano-tec-tónicas, como calderas y domos, asociados con fallas anulares y/o radiales. En algunos casos pueden emplazarse dentro de cuerpos intrusivos más antiguos, afectados por estructuras más jó-venes de este tipo. Muchas veces aparecen aso-ciadas con diques.

Rocas hospederas y asociadas. Normalmen-te se asocian con volcanitas e intrusivos medios y félsicos (diorita, andesita, granodiorita, mon-zonita, monzogranito, cuarzo-monzonita, dacita, riodacita, riolita), siendo menos común su aso-ciación con rocas máficas. Pueden estar también asociados con rocas alcalinas y con brechas vol-cánicas, stocks y ramilletes de diques, intrusivos subvolcánicos y cuellos volcánicos. También es-tán presentes rocas sedimentarias.

Edad de la mineralización. Puede ser práctica-mente de cualquier edad, pero son más abundan-tes en el Mesozoico y el Cenozoico.

Forma del depósito. Por lo general, los cuerpos minerales son vetíticos o tabulares, con buza-miento usualmente abrupto y presencia de nódu-los y bolsones. Es común que se presenten en sistemas de vetas paralelas o divergentes, con un espesor de las vetas individuales que varía de 3 cm a 10 metros, y una longitud por el rumbo en-tre 100 m y 8000 m, que por el buzamiento pue-de alcanzar hasta 1000 m. Los depósitos pueden formar zonas de stockwork con más de 40 m de ancho (Lefebure y Church, 1996; González et al, 2006; Velador, 2010). Los bolsones y bonanzas pueden tener dimensiones considerables. Según Laznicka (2010), las vetas pueden alcanzar los 5 km de longitud y 20 m de ancho.

Zonación del depósito. Pueden presentar zona-ción vertical, con mayores contenidos de Pb y Ag en su parte superior, un incremento del Zn hacia su parte media, y con predominio de Cu y Au en la parte profunda. También puede producirse un incremento de los sulfuros de Fe. Otra variante de zonación vertical exhibe altos contenidos de Ag y Au en la parte superior del depósito, predominio de Pb y Zn en la parte media y más altas leyes de Cu y Ag en la parte inferior. Por otra parte, pue-de ocurrir que mientras en los niveles superiores predomina la ganga carbonatada, en las partes profundas se hace más abundante el cuarzo.

Corbett (2002) señala la presencia de una va-riación en el color y composición química de la esfalerita, dependiente de la temperatura (y pro-fundidad) de su formación. Así, en profundidad aparece la esfalerita negra de alta temperatura, con Fe>Zn, que transiciona a la esfalerita par-da, roja, amarilla y localmente clara de baja tem-peratura, con Zn>Fe y formada a profundidades someras. También señalan la existencia de una zonalidad de los carbonatos, resultante de la inte-racción de las aguas bicarbonatadas débilmente ácidas con los fluidos hidrotermales ascendentes,

con carbonatos de Fe (siderita) a profundidades más someras, sustituidos por los de Mn (rodocro-sita) y Mg (ankerita y dolomita) a profundidades intermedias, los que a su vez, en los niveles más profundos, ceden su lugar a los carbonatos de calcio (calcita).

Mineralogía de mena. Principales: pirita, gale-na, esfalerita, tetraedrita - tenantita. Subordina-dos: pirargirita, estefanita, boulangerita, argentita, proustita, aguilarita, acantita, Ag nativa, jameso-nita, bornita, digenita, pirrotita, arsenopirita, enar-gita, hematites, estibina. Raros: barita, calcopirita, molibdenita, Au nativo y electrum, freibergita, he-matites (incluyendo hematites especular), otras sulfosales de Ag (pearceíta-polibasita, estefani-ta-arsenoestefanita, miargyrita, billingsleyita), y sulfosales de Ag-Pb (diaforita, andorita, freiesle-benita, ramdohrita). Puede haber seleniuros, pe-ro son escasos, en tanto los teluros pueden ser localmente abundantes. Minerales oxidados: co-velina, calcocita, anglesita, smithsonita, piromor-fita, goethita, limonita óxidos de Mn. Clorargirita y bromargirita en vetas ricas en Ag. El contenido total de sulfuros oscila entre 5 % y más de 20 % en volumen (Camprubí y Albinson, 2006).

Estos depósitos se distinguen de los epitermales de alta sulfuración por la escasez del conjunto mineral portador de enargita, por sus altos conte-nidos de Ag y metales base (Einaudi et al, 2003) y por una relación Ag: Au muy alta, regularmen-te mayor de 10:1. La esfalerita a veces presenta bandeamiento químico, en el que predomina la pobre en FeS. Algunas vetas contienen más cal-copirita y Au en sus partes profundas, siendo la cantidad de Au proporcional a la de sulfuros. La barita suele presentarse en la parte más alta de las vetas y es un mineral tardío.

El intemperismo produce pequeños gossans y jasperoides, así como manchas de óxidos de Mn y abundantes fragmentos de cuarzo en suelo. El enriquecimiento supergénico puede generar me-nas secundarias con alta ley de Ag en vetas don-de la calcita no es abundante. El intemperismo de las bonanzas argentíferas puede, a su vez, for-mar masas casi puras de haluros de Ag o mez-clas de estos con óxidos de Mn (Laznicka, 2010).

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, si-derita, ankerita, calcita rodocrosita, dolomita. Subordinados: sericita, adularia, clorita, fluori-ta, calcedonia. Puede presentarse albita, alunita, caolinita y jarosita. La presencia de las diferentes especies de carbonato puede estar correlaciona-da con la distancia a la fuente de fluidos hidro-

termales, con carbonatos ricos en Ca y Mg en posición proximal y carbonatos ricos en Fe y Mn en posición distal. Los carbonatos son general-mente abundantes, incluidos los de Mn.

Texturas y estructuras. Textura colofórmica, bandeada, crustiforme, de mosaico, localmente de drusas, de stockwork, brechosa, nodular, di-seminada, cavernosa, de relleno y en peine. Los sulfuros pueden ser de grano grueso o fino, y en ocasiones pueden ser masivos. Estructura equi-granular y pórfido-afanítica.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, seri-citización, argilitización, cloritización carbonatiza-ción (calcitización, sideritización, dolomitización), feldespatización, propilitización. En general, las alteraciones son zonales, de manera que la pro-pilitización (cuarzo, clorita, calcita, estibina y mor-denita) forma una zona exterior, que puede tener varias decenas de metros de ancho, y la sericiti-zación una zona interior, más proximal a las ve-tas, con predominio de las variedades cristalinas de cuarzo, de los carbonatos y de los silicatos de Mn, fluorita, y con relativamente escasa adularia (Sillitoe y Hedenquist, 2003).

En depósitos ciegos, como los presentes en el Distrito Mineral Fresnillo (México), aparece adu-laria y sericita directamente asociadas con las menas, rodeadas por una envoltura de illita e in-tercalaciones de illita y esmectita, algunas veces asociadas con calcita. Esta alteración aparece principalmente rellenando fracturas y a profundi-dades más someras transiciona a la asociación mineralógica característica de la alteración argíli-ca avanzada. En superficie, por su parte, solo se observan vetillas de barita, calcita y cuarzo (Ve-lador 2010), aunque en la secuencia encajante pueden aparecer zonas fuertemente silicificadas con abundantes vetillas o stockworks de alunita, También es posible la aparición de zonas reem-plazadas por cristobalita y calcedonia opalina.

En ocasiones aparece una zona de alteración sobreimpresa, generada por el calentamien-to mediante vapor, constituida por la asociación cristobalita - caolinita - alunita, subyacida por la de caolinita con esmectita.

Controles de mena. Estructural: fallas relaciona-das con centros volcánicos, preferentemente ex-tensionales. Magmático: se estima que los diques emplazados a lo largo de las mencionadas fallas y estructuras volcano-tectónicas son más o me-nos coetáneos con la mineralización. Presencia de intrusivos porfíricos. Litológicos: áreas de alta


permeabilidad (contactos intrusivos, interseccio-nes de fallas, zonas de brecha). Los depósitos de importancia están restringidos a rocas encajan-tes competentes, como flujos de lavas y basaltos (Lefebure y Church, 1996; Corbett, 2002).

Modelo genético. Las vetas, por lo común, se forman como resultado de la mezcla de fluidos hidrotermales calentadas en la corteza superior y/o de origen magmático con aguas meteóricas en condiciones mesotermales a epitermales. Las temperaturas de homogeneización de inclusiones fluidas reportadas varían entre 385 0C y 120 0C (Querol et al., 1991; Berger et al., 2003; Gonzá-lez et al, 2006; Campubrí y Albinson, 2006). Las salmueras hidrotermales calentadas transportan los metales en forma de complejos clorurados, y la deposición de las menas tiene lugar al mez-clarse estas con fluidos reducidos en zonas de falla permeables. La salinidad de los fluidos va desde baja hasta media, con valores que oscilan entre 0,2 % y 17 % (hasta 23 %) de NaCl equi-valente (González et al, 2006; Campubrí y Albin-son, 2006; Wilkinson et al., 2013), y puede llegar a ser alta (Laznicka, 2010). Normalmente hay co-rrelación entre las temperaturas de homogenei-zación, la salinidad de los fluidos hidrotermales y profundidad de la mineralización. En este sentido, Wilkinson et al. (2013) señalan que el contenido de metales en los fluidos formadores de los de-pósitos del Distrito Mineral Fresnillo (México) se correlaciona directamente con su salinidad. Final-mente hay que señalar que en los fluidos minera-lizantes es común la presencia de cierta cantidad de CO2.

En estos depósitos el rango completo de estados de sulfuración intermedia es representado por el conjunto mineral pirita + calcopirita + tetraedrita. En general, la similitud existente entre los conjun-tos minerales asociadas con Au en estos depósi-tos y los epitermales de alta sulfuración sugiere una relación mutua más cercana de lo que co-múnmente se piensa (Einaudi, et al, 2003).

El mecanismo principal de precipitación de me-tales es la ebullición; en ausencia de esta, el en-friamiento por conducción y la reducción de los fluidos a consecuencia de su interacción con la secuencia encajante constituyen otros meca-nismos capaces de provocar la precipitación de mena. Por otra parte, las menas pueden ser sen-cillas, formadas en una sola etapa de mineraliza-ción, o complejas, formadas como resultado de pulsos múltiples de mineralización. Igualmente, los sulfuros de metales base pueden formarse a partir de la precipitación de estos metales desde

un fluido de temperatura relativamente alta y de salinidad moderada o alta (con más de 7 % equi-valente de NaCl), mientras que la mineralización preciosa de Au y Ag puede ser generada por un fluido más frío de baja salinidad (0,2 a 4 % de Na-Cl equivalente). La profundidad de formación de las menas varía entre 0,5 km y 6 km.

La esfalerita en los depósitos presenta variacio-nes en el porciento molar de FeS entre <1 hasta 10 %, que puede llegar localmente hasta 24 % molar de FeS, con una cobertura del rango com-pleto de estados de sulfuración intermedia, lo que refleja la ocurrencia de eventos intermitentes de ebullición, de interacción local fluido - roca, y/o la entrada de pulsos de fluidos reducidos de origen magmático o sedimentario (Barton, 1977; Baum-gartner et al., 2008). Esto resulta consistente con la presencia del conjunto mineral pirita + calcopi-rita + tetrahedrita - tenantita (Einaudi et al., 2003).

No siempre el cuerpo intrusivo más próximo al depósito es el que aporta el fluido magmático que interviene en su formación. En los sistemas de vetas asociados con mineralización porfírica, el aporte de fluidos (y de metales) por los cuerpos ígneos participantes en la formación de menas es considerable. También suele estar presente la mezcla de estos fluidos con aguas meteóricas de circulación profunda, altamente modificadas en comparación con las aguas meteóricas que cir-culan a profundidades someras.

La mineralización puede depositarse rellenando espacios abiertos, lo cual es indicado por la pre-sencia de bandeamiento en ella. Si el paso de los fluidos provoca el cierre parcial o total de los espacios abiertos, entonces la mineralización se presenta en forma de stockwork o muestra bre-chamiento.

La fuente de metales son los cuerpos intrusivos genéticamente relacionados con los depósitos, particularmente en los casos en que hay asocia-ción genética entre depósitos epitermales y porfí-ricos. El C y el S son de origen magmático, pero pueden proceder también de la lixiviación de la secuencia encajante a los intrusivos y/o de la asi-milación de xenolitos de estas por el magma. Par-ticularmente, en el caso de presencia de rocas silicoclásticas ricas en materia orgánica (lutitas negras, por ejemplo), tiene lugar una sensible in-corporación de S biogénico a los fluidos hidroter-males mediante su removilización, para volverse a precipitar durante la formación de los sulfuros minerales. Tal proceso se reflejaría en un alige-ramiento de la б34S observada en relación con

la б34S promedio (alrededor de 0 ‰) registrada para la mayoría de los depósitos epitermales en el mundo. Algo similar ocurre con la б13C (Vela-dor, 2010), que indica la presencia de aporte de C desde las rocas sedimentarias encajantes a los cuerpos intrusivos. Esta incorporación de S y C a los fluidos puede ocurrir por extracción de estos de las rocas por las cuales ellos circulan o por la asimilación de xenolitos de rocas encajantes por parte del magma, para ulteriormente ser transfe-ridos a la composición de los fluidos hidroterma-les magmáticos.


Firma geoquímica. Zn, Pb, Ag, Mn, Cu, Ba, Sb, As, Hg, Au en suelo y flujos de dispersión. Puede aparecer zonación de las anomalías, con Cu y Au en la parte más interna y Zn, Pb, Ag, Mn hacia la más externa. También puede aparecer Mo.

Firma geofísica. Zonas alargadas de mínimos magnéticos (causadas por la aureola de altera-ción hidrotermal). Anomalías electromagnéticas, de polarización inducida y potencial espontáneo, todas relacionadas con la presencia de mena. Zonas de alta resistividad pueden estar relacio-nadas con el predominio de la silicificación y la carbonatización, mientras que las de baja resisti-vidad pueden responder a la presencia de fallas y cuerpos minerales. La composición mineralógica de los sulfuros y su concentración, la continuidad de las menas, la hidrogeología local, la litología de las rocas encajantes y la geometría de los cuerpos minerales influyen, en menor o mayor grado, en la respuesta geofísica del depósito.

Otras guías de exploración. Fuerte control es-tructural y frecuente aparición en grupo de los de-pósitos. Abundantes fragmentos de cuarzo en el suelo. Afloramientos de óxidos de Mn y de peque-ños gossans y/o jasperoides. El estudio a escala de distrito mineral del comportamiento de la tem-peratura y de la salinidad de los fluidos hidroter-males puede indicar la localización espacial de la fuente de calor y, en conexión con ello, hacia dónde hay perspectivas para localizar nuevos de-pósitos epitermales.


Ley y tonelaje. El modelo de ley – tonelaje para los depósitos del tipo Creede (Mosier et al., 1986) señala para el 90 percentil una masa de mena de 89 mil toneladas, con 0,76 % de Pb, 0,3 % de Zn, 31 g/t de Ag y 0,16 g/t de Au. Para el 50 percen-til la masa de mena es de 1,4 millones de tone-

ladas, con 2,5 % de Pb, 1,7 % de Zn, 0,16 % de Cu, 130 g/t de Ag y 1,5 g/t de Au. Por último, para el 10 percentil la masa de mena asciende a 23 millones de toneladas de mena, con 5,5 % de Pb, 9,3 % de Zn, 1,1 % de Cu, 510 g/t de Ag y 10 g/t de Au. El modelo de ley – tonelaje para los depó-sitos del tipo Comstock (Mosier et al., 1986) indi-ca para el 90 percentil (65 mil toneladas de mena) una ley de Au de 2,0 g/t y de 10 g/t para la Ag; para el 50 percentil (77 mil toneladas de mena), 7,5 g/t de Au y 110 g/t de Ag y para el 10 percen-til (9,1 millones de toneladas de mena), 27 g/t de Au y 1300 g/t de Ag. En este modelo de ley tone-laje, a diferencia del anterior, son insignificantes los contenidos de Pb, Zn y Cu (hasta 0,11 %). Los depósitos mexicanos representativos del modelo Ag - Au epitermal de sulfuración intermedia aquí discutido se destacan por su elevados contenidos de Ag, de 500 a 2000 g/t (Wilkinson et al., 2013).

Limitaciones económicas. Estos depósitos usualmente son objeto de explotación a pequeña escala por minería subterránea. La presencia de arsénico es un causante de penalización por los fundidores.

Importancia. Albergan alrededor del 6 % de los recursos mundiales de Au y del 17 % de los re-cursos mundiales de Ag (Simmons, et al., 2005; Singer, 1995). Su importancia fue considerable antes de 1950. Desde entonces ha ido decrecien-do con el paso de los años, producto de las pe-queñas dimensiones de los depósitos. A pesar de lo anterior, grandes vetas, como las de México, son atractivas para la explotación por su alta ley y relativamente fácil beneficio. Pueden ser poten-ciales fuentes de Cd y Ge.

Bibliografía

Barton, P. B., Jr., P. M. Bethke, E. Roedder, 1977. Environment of ore deposition in the Creede mi-ning district, San Juan Mountains, Colorado. Part III. Progress toward interpretation of the chemistry of the ore forming environment. Economic Geolo-gy, 72: 1-24.

Baumgartner, R., L. Fontboté, T. Vennemann, 2008. Mineral Zoning and Geochemistry of Epi-thermal Polymetallic Zn-Pb-Ag-Cu-Bi Mineraliza-tion at Cerro de Pasco, Peru. Economic Geology, 103: 493–537.

Berger, B. R., J. W. Tingley, L. J. Drew, 2003. Struc-tural localization and origin of compartmentalized fluid flow, Comstock Lode, Virginia City, Nevada. Economic Geology, 98: 387 - 408



Corbett, G., 2002. Epithermal gold for exploratio-nists. AIG Journal - Applied geoscientific practice and research in Australia. Paper 2002-01. 26 págs.

Einaudi, M. T., J. W. Hedenquist, E. E. Inan, 2003, Sulfidation state of fluids in active and extinct hy-drothermal systems: transitions from porphyry to epithermal environments. Society of Economic Geologists, Special Publication, 10: 285-313.

González, E., A. Camprubí, F. González, J. Sán-chez, 2006. Fluid inclusion study of the Plomosi-tas–Los Arcos polymetallic epithermal vein tract, Plomosas district, Sinaloa, Mexico. Journal of Geochemical Exploration 89: 143–148. 006 Else-vier B. V. doi.10.1016/j.gexplo.2005.11.052. www.elsevier.com/locate/jgeoexp.


Lefebure, D.V. and Church, B. N. 1996. Polyme-tallic Veins Ag-Pb-Zn±Au. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Le-febure, D. V. y T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resour-ces: 67 - 70.

Mosier, D. L., T. Sato, D. A. Singer, 1986. Grade and tonnage model of Creede epithermal veins. En Cox, D. P., D. A. Singer Eds, Mineral Depo-sit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 291 p.

Mosier, D. L., D. A. Singer, B. R. Berger, 1986. Grade and tonnage model of Comstock epither-mal veins. En Cox, D. P., D. A. Singer Eds, Mineral Deposit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 291 p.

Querol, F. S., G. K. Lowther, E. Navarro, 1991. Mi-neral deposits of the Guanajuato mining district, Guanajuato, in The Geology on North America, P-3. Geological Society American, Boulder: 403–414.

Sillitoe, R. H., J. W. Hedenquist, 2003. Linkages between Volcanotectonic Settings, Ore-Fluid

Compositions, and Epithermal Precious Metal Deposits. Society of Economic Geologists, Spe-cial Publication Series, 10: 314-343.

Simmons, S. F., N. C. White, D. A. John, 2005. Geological characteristics of epithermal precious and base metal deposits. Economic Geology 100th Anniversary Vol: 485–522.

Singer, D. A., 1995. World-class base and pre-cious metal deposits – a quantitative analysis. Economic Geology 90: 88–104.

Velador, J. M., 2010. Timing and origin of inter-mediate sulfidation epithermal veins and geo-chemical zoning in Fresnillo District, Mexico. Constrained by 40Ar/39Ar geochronology, fluid inclusions, gas analysis, stable isotopes, and me-tal ratios. Tesis de doctorado de Filosofía en Geo-logía. Department of Earth and Environmental Sciences. New Mexico Institute of Mining and Te-chnology. Socorro, New Mexico.

Wilkinson, J. J., S. F. Simmons, B. Stoffell, 2013. How metalliferous brines line Mexican epithermal veins with silver. nature.com homepage. Scientific Reports | Article Open. Scientific Reports 3, Ar-ticle number. 2057. doi.10.1038/srep02057.URL. http.//dx.doi.org/10.1038/srep02057. Publicado 24 Junio 2013.

Familia de los Depósitos Orogéni-cos

Los cinturones orogénicos son sistemas defor-mados lineales de gran extensión, metamorfiza-dos en grado variable y comúnmente afectados por la intrusión de cuerpos ígneos graníticos. Ellos son uno de los elementos principales de la geotectónica y, aunque su descripción ha cam-biado poco a lo largo de los siglos XX y XXI, su interpretación ha experimentado profundas mo-dificaciones, sobre todo a partir del año 1968, cuando la tectónica de placas sustituyó a la doc-trina de los geosinclinales como base de la ex-plicación de los ciclos geodinámicos globales. Muchos eventos orogénicos han sido nombrados y fechados durante este tiempo, y aunque la ma-yoría de estos eventos son más bien limitados a una región dada, existen algunos períodos de de-sarrollo de eventos orogénicos casi sincrónicos a escala mundial. De acuerdo con el conocimiento geológico actual, las orogenias se consideran un resultado de los procesos de colisión entre dife-rentes unidades geotectónicas. En este contexto, los depósitos orogénicos constituyen una familia que agrupa a varios tipos de depósitos que se presentan en ambientes geodinámicos conver-gentes de colisión.

Por las estructuras geotectónicas involucradas, los eventos de colisión pueden ser (Boillot, 1984) de los tipos siguientes:

• arco insular - arco insular• arco insular - margen continental• margen continental - margen continental (coli-sión continente - continente)

Las colisiones de pequeña magnitud, del tipo ar-co insular - arco insular o arco insular - margen continental, produce una orogenia menor, la cual usualmente genera un levantamiento relativa-mente modesto de la región afectada y provoca la extinción de la zona de subducción existente y su relocalización en el lado exterior del arco más externo. Esto crea una situación donde los mag-mas relacionados con la subducción se generan encima de la nueva zona de subducción, mien-tras los magmas relacionados con la colisión se forman simultáneamente cerca de la sutura coli-sional, con solo algunos cientos de kilómetros de distancia entre unos y otros. En este caso, ambos tipos de magma –y las menas con ellos relacio-nadas– no son necesariamente muy diferentes entre sí. En el caso de las grandes colisiones, del tipo continente - continente, la orogenia produ-

ce un levantamiento mucho mayor y dispara una considerable generación de magma y fluidos hi-drotermales, de manera que la composición y ca-racterísticas de las litologías intrusivas formadas son claramente distintas a las de las relaciona-das con zonas de subducción de corteza oceáni-ca (Laznicka, 2010).

Los depósitos orogénicos constituyen una familia de depósitos minerales que se caracterizan por presentar varios rasgos generales:

• Origen hidrotermal de la mayor parte de su contenido de Au.

• Presencia de fluidos de baja salinidad ricos en CO2.

• Temperaturas de formación en el rango de 250 0C a 400 0C (de aquí la denominación de “Au mesotermal”).

• Fuerte control estructural, dado principalmente por la proximidad a zonas de cizalla regionales (de ahí que también se les llame Au en zona de cizalla) y por la presencia de estructuras loca-les rellenadas por vetas de cuarzo o de sulfuros, stockworks y diseminaciones (este es el origen de las denominaciones “Au en vetas de cuarzo” y “filón de Au”).

• El tiempo de formación de las menas correla-ciona ampliamente con el de desarrollo de una orogenia (de ahí la denominación de Au orogéni-co o sinorogénico).

Algunos especialistas en depósitos auríferos (Ro-bert et al., 2007) distinguen dentro de esta familia los tipos de depósitos siguientes:

• Depósitos hospedados dentro de cinturones de esquistos verdes, en rocas volcánicas y/o sedimentarias y/o asociados con zonas de ci-zalla.

• Depósitos hospedados en turbiditas, gene-ralmente metamorfizadas en la facies de es-quistos verdes, con presencia de intrusiones graníticas y fallas profundas.

• Depósitos relacionados con formaciones de hierro bandeado (BIF por sus siglas en inglés). Se hospedan en rocas sedimentarias y volcáni-cas, plegadas y metamorfizadas dentro de los cinturones de esquistos verdes.


Los tres tipos de depósitos arriba mencionados se corresponden, respectivamente, con los si-guientes modelos de depósitos descritos en la li-teratura:

• Tipo Mother Lode u Au en vetas de cuarzo (Ash y Alldrick, 1996).

• Vetas de Au hospedadas en turbiditas (McMi-llan, 1996).

• Au hospedado en formaciones de hierro ban-deado (McMillan, 1996).

A estos tipos de depósitos auríferos hay que aña-dir el de Au ± EGP en pizarras negras (Dill, 2009; Laznicka, 2010).

Adicionalmente, en las zonas y cinturones de co-lisión aparece un conjunto de depósitos híbridos de Au - Ag y metales base, denominados en Dill (2009) “depósitos (orogénicos) anómalos de me-tales base”, los que son, por lo general, depósitos VMS y porfíricos de distintos tipos modificados por el metamorfismo y la tectónica, los cuales se encuentran emplazados dentro de las zonas de falla y de cizalla. Parte de este conjunto de depó-sitos híbridos (los VMS - orogénicos) pertenece al modelo “Cu - Zn ± Au - Ag orogénico, elaborado por los autores de la presente obra, en lo funda-mental, a partir de las características de varios depósitos cubanos de sulfuros masivos ubicados en ambiente de colisión.

Mucha discusión ha existido en torno al concep-to de “oro orogénico” y la controversia sobre sus límites y alcance aún continúa. Así, por ejemplo, aunque muchos autores incluyen las vetas de Au hospedadas en turbiditas dentro de la familia del Au orogénico, otros autores, como Robert et al. (2007) lo incluyen dentro de otra familia de depó-sitos auríferos, a la que denominan “familia de los depósitos relacionados con intrusivos reducidos”.

En nuestra opinión, el concepto de oro orogénico ha de verse vinculado al ambiente geotectónico de colisión, pues la génesis de todos los depó-sitos auríferos pertenecientes a esta familia es el resultado de la interacción del metamorfismo regional, la actividad magmática y la tectónica disyuntiva y plicativa desarrollada en el marco de los procesos de colisión y de las correspondien-tes orogénesis con las secuencias litológicas pre-existentes. Es por ello que los depósitos no deben ser vistos solo por su relación con los cuerpos intrusivos, sino también por el contexto geodiná-mico en que se encuentran. Los autores del pre-

sente trabajo estamos de acuerdo con quienes incluyen las vetas de Au hospedadas en turbidi-tas dentro de la familia del Au orogénico, separán-dolos de los depósitos mesozonales y epizonales relacionados con intrusivos reducidos, pues es-tos últimos se encuentran tanto en zonas de coli-sión como en arcos volcánicos cordilleranos.

En este sentido, Large et al. (2011), propusieron, sobre la base de evidencias por ellos colectadas, un modelo genético a escala de cuenca de dos etapas para los depósitos de orogénicos de Au donde la fuente del Au y el As son las rocas se-dimentarias (lutitas y turbiditas) carbonosas. En este modelo, el Au y el As son introducidos ini-cialmente en las cuencas de lutitas negras y tur-biditas durante la sedimentación y la diagénesis de estas rocas (etapa 1), para posteriormente ser concentrados, hasta alcanzar la condición de me-nas, por los procesos hidrotermales, magmáticos y estructurales relacionados con un evento oro-génico (etapa 2).

En ambientes de margen continental sometidos a condiciones físico - químicas reductoras, la mate-ria orgánica, sedimentada en condiciones anóxi-cas o euxínicas, actúa como trampa geoquímica, inmovilizándolos, para el Au As y otros elementos trazas (en particular V, Ni, Se, Ag, Zn, Mo, Cu y U) presentes en las aguas marinas de fondo. Bajo estas condiciones, estos elementos son concen-trados dentro de los litofangos y limolitas de gra-no fino pertenecientes a las facies sedimentarias de talud y de cuenca. Allí, durante la diagénesis temprana, el Au y otros elementos (Ni, Se, Te, Ag, Mo y Cu ± EGP) son preferencialmente concen-trados dentro de la pirita arseniosa de grano fino que crece en los lodos blandos del lecho marino. Este proceso crea secuencias regionalmente ex-tensas de lutitas y turbiditas negras enriquecidas en Au y As, por lo general, con 5 ppb a 100 ppb de Au y de 10 a 200 ppm de As (Large et al., 2011). En algunos casos, se desarrollan lutitas negras metalíferas ricas en materia orgánica y en sulfu-ros, que pueden contener hasta 1 ppm a 2 ppm de Au y más de 1000 ppm de As. En ellas el Au se presenta en forma refractaria, ligado a la pirita arseniosa o a la arsenopirita y en forma de nano-partículas de Au libre.

En la segunda etapa, durante la diagénesis tar-día y el metamorfismo regional (de bajo a medio grado), la pirita y arsenopirita son recristaliza-das, para formar nuevas generaciones de gra-no más grueso, en tanto la materia orgánica es transformada en bitumen por coquificación. Ba-jo el metamorfismo de alto grado (facies de es-

quistos verdes o superior) la pirita y arsenopirita presentes en las lutitas negras son convertidas en pirrotita. Este proceso libera el Au, As, S y otros elementos (Sb, Te, Cu, Zn, Mo, Bi, Tl, and Pb) de las rocas fuentes, que de este modo pue-den migrar, transportados a lo largo de las zonas de fracturas por los fluidos hidrotermales. Estos fluidos mineralizados, al llegar a los sitios estruc-turalmente controlados de deposición de mena, pueden, eventualmente, formar depósitos minera-les auríferos, los que se encuentran dentro o por encima de la secuencia de lutitas negras (no po-cas veces convertida en una secuencia de esquis-tos grafíticos).

En relación con esto, los depósitos cubanos de Au orogénicos ubicados en el NW de la provincia de Holguín presentan evidencias que apoyan es-te modelo (más detalles son dados en el modelo de Au orogénico tipo Mother Lode).

Dado que la familia de los depósitos auríferos relacionados con intrusivos reducidos queda en nuestro esquema organizativo de los modelos de depósitos, restringida a un solo modelo (nom-brado “Vetas auríferas relacionadas con intrusi-vos reducidos”) con dos subtipos de depósitos (mesozonales y epizonales) y porque también se presenta en ambientes de colisión, se optó por incluirlo dentro de este capítulo.

Aparte de Au, los depósitos orogénicos también agrupan a depósitos portadores de otras mate-rias primas formados en este ambiente, por lo que aquí también figuran los modelos Vetas de W, Vetas de cinco elementos Ni - Co - As - Ag ± (Bi, U) y el de Cu - Ni orogénico.

A partir de esta observación, en las páginas si-guientes se presentan los cuatro modelos de depósitos de Au orogénico ya mencionados, se-guidos por el modelo de vetas auríferas relacio-nadas con intrusivos reducidos, para finalmente presentar los depósitos orogénicos portadores de otros componentes útiles.

Bibliografía

Ash, C., D. Alldrick, 1996. Au-Quartz Veins. En Se-lected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure D. V., T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petro-leum Resources: 53-56.

Boillot, G., 1984. Geología de los Márgenes Con-tinentales. Editorial Masson S.A., 141 páginas. Idioma inglés.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1-420. Elsevier B. V. doi: 10.1016/j.earscirev.2009.10.011. Journal. homepa-ge. www.elsevier.com/locate/earscirev

Large, R. R., S. W. Bull, V. V. Maslennikov, 2011. A Carbonaceous Sedimentary Source-Rock Model for Carlin-Type and Orogenic Gold Deposits. Eco-nomic Geology, 106 (3): 331 - 335.


McMillan, R. H., 1996a. Turbidite-hosted Au Ve-ins. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure D. V., T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 59-62.

McMillan, R. H., 1996b. Iron Formation-hosted Au. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure D. V., T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 63-66.



Au Orogénico Tipo Mother Lode

Identificación

Sinónimos. Au en vetas de cuarzo, Au en esquis-tos verdes, Au hospedado en zona de cizalla, Fi-lón de Au arqueano, Filón de Au hospedado en zonas de cizalla, Vetas de cuarzo aurífero de bajo sulfuro, Vetas de cuarzo aurífero mesotermal, Fi-lón de Au.

Subtipos de depósitos. Se consideran dos sub-tipos: precámbrico y fanerozoico

Productos. Au

Subproductos. Ag, Cu, Sb.

Tipos de depósitos asociados. Placeres aurífe-ros. Au - EGP orogénico en pizarras negras. Vetas de sílice. Formación de hierro bandeado aurífero en el caso del subtipo precámbrico.

Ejemplos mundiales. Fanerozoicos: Distrito Mi-neral Mother Lode, Carson Hill, Jackson-Plymou-th, Distrito Mineral Grass Valley (California, USA), Alaska-Juneau (Alaska, USA), Linglong y Jaiojia (China), Berezovsk (Rusia). Precámbricos: Lama-que y Sigma, Val d’Or camp (Quebec, Canadá); Granny Smith, Kalgoorlie and Golden Mile (Aus-tralia); Kolar (India), Blanket-Vubachikwe (Zimba-bwe).

Ejemplos cubanos. Reina Victoria, Nuevo Po-tosí, Agrupada, Holguinera, Cuatro Palmas (Hol-guín), Descanso y Meloneras (Villa Clara).


Ambiente geodinámico. Colisión arco insu-lar - continente y continente - continente. Fajas de terrenos acrecionados asociados con zonas de sutura tectónica colisional. Estas zonas son grandes rupturas o zonas de cizalla transcorti-cales caracterizadas por poner en contacto blo-ques más o menos desmembrados de corteza oceánica, secuencias de arco volcánico de islas, complejos de subducción y prismas clásticos de acreción. En el caso del subtipo precámbrico, se trata de grandes rupturas transcorticales situadas dentro de terrenos cratónicos y cinturones de es-quistos verdes, representativos de antiguas es-tructuras de colisión. Las secuencias hospederas también suelen estar fuertemente plegadas como resultado de los esfuerzos compresivos.

Los terrenos acrecionados formados en ambientes combinados de subducción - colisión se caracteri-zan por la presencia de una amplia variedad de litologías derivadas del manto, de corteza oceá-nica, arco volcánico de islas y turbiditas, unidas y cortadas por suturas, sistemas de fallas y cuer-pos ígneos de variada composición. Tales conjun-tos, metamorfizados –por lo común en la facies de esquistos verdes– constituyen delgadas y muy largas fajas de depósitos auríferos mesotermales discontinuos estructuralmente controlados.

El carácter inverso (y/o transcurrente) de las zo-nas de cizallas hospederas de la mineralización y el buzamiento suave de las vetas extensiona-les atestiguan su formación durante eventos de acortamiento cortical (Sibson et al., 1988; Robert y Poulsen 2001).

Ambiente deposicional. Los depósitos se locali-zan en secuencias litológicamente heterogéneas, asociados a fallas y sistemas de grietas, incluidas las fallas inversas y/o transcurrentes generadas por compresión o transpresión regional durante los procesos de colisión. La mineralización suele ser sin-colisional tardía, relacionada con el meta-morfismo regional y la actividad magmática desa-rrollada durante la colisión.

Rocas hospederas y asociadas. Para depósi-tos fanerozoicos: serpentinita, peridotita, dunita, gabro, diabasa, diorita, trondhjomita/plagiograni-to, granodiorita, lamprófiros, grauvacas, litofango, silicita, lutita, caliza y cuarcita; intrusivos medios y félsicos. Para depósitos precámbricos: metamor-fitas de la facies esquistos verdes, desde casi no deformadas hasta totalmente esquistosas, rocas efusivas máficas, ultramáficas (incluyendo koma-títicas) y félsicas, rocas intrusivas medias a fél-sicas, grauvacas y lutitas metamorfizadas o no en variado grado (Ash y Alldrick, 1996; Laznicka, 2010).

Las menas auríferas de este tipo no son selec-tivas en términos de litología hospedera. La fre-cuencia con que cada uno de los tipos litológicos presentes constituye roca hospedera de minera-lización en un área dada suele ser cercana a la proporción en que cada una de ellas se encuen-tra en el área (Laznicka, 2010).

Edad de la mineralización. Las vetas cuarzo - carbonatadas auríferas de este tipo pueden ser de cualquier edad. No obstante, existen diferen-cias entre las formadas en el Precámbrico y las formadas a partir del Cámbrico.

Forma del depósito. La morfología de los de-pósitos varía desde vetas y stockworks extensio-nales de cuarzo aurífero a filones de cuarzo en zonas de cizalla. En ocasiones hay cuerpos di-seminados de pirita aurífera en rocas encajantes alteradas. Las vetas cuarzo-carbonatadas son ta-bulares o fisurales en litologías más competentes, predominando las vetillas y cuerdas en litologías menos competentes. La mineralización suele pre-sentarse como un sistema de vetas en echelón a todas las escalas, con bien marcados contactos entre las vetas mineralizadas y las rocas encajan-tes. El estilo de mineralización de baja ley - gran tonelaje puede desarrollarse en las proximidades a las vetas auríferas, en la que el Au se asocia con sulfuros diseminados. También pueden pre-sentarse amplias áreas fracturadas de forma más o menos irregular con Au y sulfuros diseminados asociados a redes de vetillas de cuarzo.

Zonación del depósito. Los depósitos no mues-tran zonación vertical significativa.

Mineralogía de mena. Principales: oro nativo, pi-rita y arsenopirita. Subordinados y raros: galena, esfalerita, calcopirita, pirrotita, teluros, scheelita, bismuto, cosalita, tetraedrita, estibina, molibdeni-ta, gersdorfita, bismutina, tetradimita. Minerales oxidados: Limonita pardo - naranja derivada de la oxidación de carbonatos de Fe - Mg.

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, car-bonatos (calcita, siderita, ankerita, dolomita fe-rrosa, magnesita ferrosa). Subordinados y raros: albita, fuchsita, sericita, moscovita, clorita, turma-lina, grafito.

Texturas y estructuras. Las texturas son varia-das. Aparece la masiva, anillada, bandeada, en cintillas, de relleno, de stockwork y de dilatación.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación y me-tasomatismo potásico se presentan muy próximas a las vetas (hasta 1 metro de distancia), rodeadas por más amplias zonas de carbonatización, con o sin vetillas de dolomita ferrosa, de hasta más de una decena de metros. El tipo de carbonatiza-ción refleja el contenido de Fe y Mg de la litología hospedera original. El tipo de alteración también refleja la litología encajante presente. Rocas ultra-máficas: talquitización, magnesita ferrosa; volca-nitas máficas: ankeritización, cloritización; rocas intrusivas medias a félsicas: sericitización, albiti-zación, calcitización, sideritización. La listveniti-zación (alteración hidrotermal caracterizada por la presencia de talco, cuarzo, carbonato y fuch-sita) y la presencia de pirita son los rasgos de

alteración más destacados en las rocas encajan-tes. También puede observarse la presencia de abundantes fragmentos de cuarzo dispersos en el suelo. Fuchsita, sericita, turmalina y scheelita son comunes allí donde las vetas están asocia-das con intrusivos félsicos y medios. La mica ver-de cromífera también puede estar presente (Ash y Alldrick, 1996), así como feldespato K y biotita.

El término “lisvenita” se usa para describir un con-junto de alteraciones hidrotermales generado por el metasomatismo de rocas ultramáficas serpen-tinizadas bajo la acción de fluidos ricos en CO2 (Dill, 2009). El yacimiento Berezovsk (Montes Urales, Rusia) es considerado la localidad tipo de la listvenitización (Laznicka, 2010).

Controles de mena. Zonas de intensa alteración carbonatada asociadas con rupturas y zonas de cizalla transcorticales o fallas marginales de se-gundo orden o menor (de tercer orden o menor). Por lo común, los depósitos están estrechamen-te relacionados con magmatismo medio a félsico, estructuralmente controlado, sincolisional tardío. Las vetas de Au son económicas con mayor fre-cuencia cuando están hospedadas en grandes unidades competentes, como intrusiones o blo-ques de corteza oceánica obducidos. Las vetas se encuentran usualmente dispuestas en alto án-gulo en relación con la zona tectónica colisional primaria.

Es común que los depósitos importantes se lo-calicen a lo largo de estructuras regionales es-pecíficas, compresionales o transpresionales, y, en virtud de esto, en las fronteras entre unida-des contrastantes por su composición litológica o edad. Los depósitos de vetas cuarzo - carbo-natadas se ubican en zonas de cizalla inversas y/o transcurrentes de buzamiento moderado a abrupto, con un diseño de vetas extensionales de buzamiento suave adyacentes a rocas com-petentes y/o bajo esfuerzos menores. Por otra parte, las situaciones donde unidades litológicas competentes rodean a otras menos competen-tes, favorecen la fracturación y la formación de vetas mineralizadas. Nódulos y bolsones de alta ley suelen ubicarse en el contacto de las rocas meta-sedimentarias con las ultramáficas serpen-tinizadas.

Para los depósitos fanerozoicos, el control de la mineralización es ejercido por estructuras secun-darias de alto ángulo con relación a las zonas de sutura colisional, de buzamiento subhorizontal a moderado. Para los depósitos precámbricos, el control es ejercido por las rupturas transcortica-


les escalonadas, localizándose los mayores de-pósitos dentro de áreas de esquistos verdes.

Modelo genético. Los depósitos se forman en ambientes litológicos heterogéneos relacionados con zonas de fallas transcorticales que se desa-rrollan en respuesta a la colisión entre diferentes estructuras corticales. Estas fallas conducen flui-dos hidrotermales ricos en CO2 (5-30 mol % CO2) y de baja salinidad (< 3 % en peso de NaCl), los que presentan altas concentraciones de Au, Ag, As ±, Sb, Te, W y Mo, siendo a su vez pobres en Cu, Pb y Zn. Los depósitos suelen formarse dentro de un amplio rango de profundidades, entre 2 km y más de 10 km, pero más frecuente-mente en el intervalo de la facies metamórfica de esquistos verdes, a temperaturas entre 200 0C y 350 0C.

Se cree que estos fluidos son tectónica o sís-micamente dirigidos por un ciclo de crecimiento de presión - liberación por ruptura, con la consi-guiente pérdida de presión, seguido por el sellado de la vía de migración y la subsiguiente repetición del proceso (Sibson et al., 1988). La precipitación del oro se produce por sulfuración, separación de fases o por disminución de la presión (Ash y All-drick, 1996).

El origen de los fluidos sigue siendo objeto de controversia. Aunque se ha considerado que son originados por la deshidratación metamórfica, en las últimas décadas se han acumulado evi-dencias de que también existe una contribución magmática, lo cual es respaldado por la estrecha asociación espacial existente entre las zonas de cizalla que controlan a la mayoría de los depósi-tos de este tipo y la presencia de un número de cuerpos intrusivos (Laznicka, 2010). En un am-biente geodinámico de colisión, donde ocurre un engrosamiento tectónico de la corteza terrestre, tanto la desvolatilización metamórfica como la fu-sión parcial (anatexis) de la parte inferior de la corteza o labio subducido pueden generar tales fluidos.

En relación a la fuente de metales, Large et al. (2011) plantean que la fuente de Au, As, S y otros elementos trazas son las lutitas y turbiditas ne-gras ricas en materia orgánica acumuladas en los márgenes continentales y cuencas marinas bajo condiciones anóxicas y euxínicas. En este sen-tido ellos proponen un modelo genético de dos fases para la formación de los depósitos de Au orogénico.

La presencia de bitumen dentro de grietas en testigos de perforación procedentes de varios depósitos cubanos de Au orogénico (Reina Vic-toria, Nuevo Potosí, Cuatro Palmas), situados en la parte noroeste de la provincia de Holguín, evidencia que las secuencias hospederas de los depósitos (ultramafitas oceánicas y rocas vol-canógeno - sedimentarias de arco volcánico in-sular), se encuentran sobrecorridas por encima de las secuencias subyacentes del margen con-tinental norteamericano (bloque Florida - Baha-mas), donde las lutitas negras están presentes. Esto último es demostrado por el afloramiento de una escama tectónica compuesta por esta lito-logía que aflora en medio del conjunto litológico fuertemente plegado y tectonizado que alberga a los mencionados depósitos minerales auríferos. Igualmente, estos depósitos se encuentran aso-ciados con cuerpos intrusivos, de composición básica a ácida, que al parecer, cortan a la se-cuencia sobrecorrida. Otro caso es el depósito Delita, situado en la Isla de la Juventud (del ti-po Au orogénico hospedado en secuencias sili-coclásticas), que se encuentra localizado dentro de una secuencia de esquistos grafíticos, cuarzo grafíticos y sericíticos. Como puede verse, estos ejemplos parecen indicar que el modelo genético general propuesto por Large et al. (2011) es apli-cable a los depósitos cubanos de Au orogénico.


Firma geoquímica. Concentraciones elevadas de Au, Ag, As, Sb, K, Li, Bi, W, Te y B, Cd, Cu, Pb, Zn y Hg en muestras de suelo y de rocas. Au en flujo de dispersión y en jagua. Es frecuente la presencia abundante de fragmentos de cuarzo y la posibilidad de recuperar Au del suelo mediante el uso de bateas.

Firma geofísica. La magnetometría cartografía la presencia de las fallas a través de la detec-ción de anomalías magnéticas lineales, en tanto las zonas de alteración se asocian con anoma-lías magnéticas negativas como resultado de la destrucción de la magnetita durante la carbonati-zación de las rocas encajantes. La resistividad y la polarización inducida se utilizan para identifi-car zonas alteradas y mineralización diseminada. También se emplean los métodos electromagné-ticos para localizar zonas posiblemente minerali-zadas.

Otras guías de exploración. A escala regional buenas guías son las “envolturas de deforma-ción” adyacentes a fallas con zonas de carbonati-zación asociadas. La cartografía estructural y de

alteraciones ayuda a delimitar las zonas perspec-tivas. Dentro de zonas de alteración carbonata-da, el oro se localiza comúnmente en áreas que contienen cuarzo, con o sin sulfuros. Los cuer-pos de serpentinitas, si están presentes, pueden ser usados para delimitar estructuras regionales favorables. Grandes concentraciones de oro libre son comunes en o cerca de la intercepción de ve-tas de cuarzo con rocas ultramáficas serpentini-zadas y carbonatizadas. De acuerdo con Large et al. (2011) la presencia de concentraciones de Au invisible superiores a 250 ppb en pirita diagenéti-ca es un indicador de rocas fuentes lutíticas ricas en materia orgánica con potencial para producir depósitos económicos de Au.


Ley y tonelaje. El tonelaje medio para estos de-pósitos es de 30 000 t de mena, con 16 g/t de Au y 2.5 g/t de Ag (Berger, 1986), pero pueden alcan-zar hasta 40 millones de t de mena. El “efecto pe-pita” complica la estimación de recursos en estos depósitos. Según Mosier et al. (1986), la masa de mena para el 90 percentil es 1000 toneladas, pa-ra el 50 percentil es 30 000 toneladas y para el 10 percentil es 910 mil toneladas. Con respecto a la ley de la mena, para el 90 percentil es 6,3 g/t de Au, para el 50 percentil es 16 g/t de Au y para el 90 percentil es 43 g/t de Au y 2,5 g/t de Ag.

Limitaciones económicas. Con frecuencia, las vetas tienen menos de 2 m de espesor y, por lo tanto, solamente son explotables por minería subterránea.

Importancia. Los depósitos de este tipo constitu-yen una de las principales fuentes mundiales de producción de Au, detrás de los depósitos del tipo witwatersrand y de los Cu - Au porfíricos (Robert et al., 2007). También son minados como fuente de sílice para ser utilizada como fundente. Ellos pueden estar asociados espacialmente –y en al-gunos casos genéticamente– con depósitos de rocas y minerales industriales como magnesita, talco y asbesto.

Bibliografía

Ash, C., D. Alldrick, 1996. Au-Quartz Veins. En Se-lected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2. Lefebure, D. V, T. Höy Editors. British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petro-leum Resources: 53-56.

Berger, B. R., 1986. Descriptive Model of Low-sul-phide Au-Quartz Veins. En Mineral Deposit

Models, Cox, D. P., D. A. Singer, Editors, U.S. Geo-logical Survey, Bulletin 1693: 239-243.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classifica-tion scheme of mineral deposits. Mineralogy and geology from aluminum to zirconium. Ear-th-Science Reviews 100 (2010) 1–420. ElsevierB.V.doi.10.1016/j.earscirev.2009.10.011.Journal.homepage.www.elsevier.com/locate/earscirev.

Large, R. R., S. W. Bull, V. V. Maslennikov, 2011. A Carbonaceous Sedimentary Source-Rock Model for Carlin-Type and Orogenic Gold Deposits. Eco-nomic Geology, 106 (3): 331 - 335.doi: 10.2113/econgeo.106.3.331


Mosier, D. L., D. A. Singer, D. P. Cox, 1986. Gra-de and Tonnage Model of Sediment-hosted Cu; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P., D. A. Sin-ger Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693: 206-208.

Robert, F., K. H. Poulsen, 2001. Vein Formation and Deformation in Greenstone Gold Deposits, in Society of Economic Geologists, Reviews in Eco-nomic Geology, 14: 111-155.


Sibson, R. H., F. Robert, H. Poulsen, (1988). High Angle Faults, Fluid Pressure Cycling and Meso-thermal Gold-Quartz Deposits, Geology, 16: 551-555.


Au Orogénico Hospedado en Secuencias Silicoclásticas

Identificación

Sinónimos. Au hospedado en turbiditas, Tipo Ben-digo, Saddle reefs, Au hospedado en sedimentos relacionados con intrusivos reducidos, Au hospe-dado en cinturón de pizarras.

Subtipos de depósitos. No Tiene

Productos. Au.

Subproductos. Ag, Sb, W, Cu.

Tipos de depósitos asociados. Placeres aurífe-ros. Formaciones de hierro aurífero. Hg - Sb tipo New Almaden. Au relacionado con intrusivos re-ducidos. Vetas de W. Skarn de Sn.

Ejemplos mundiales. Ballarat y Bendigo (Aus-tralia), Meguma (Nueva Escocia, Canadá), Muruntau (Uzbekistán), Kumtor (Kirguizistán), Natalinskoe (Siberia Oriental, Rusia).

Ejemplos cubanos. Delita (municipio especial Isla de la Juventud).


Ambiente geodinámico. Zonas de colisión. Las rocas hospederas se forman normalmente en márgenes continentales o en cuencas de trasar-co, y comúnmente experimentan una o dos fases de deformación asociadas con el metamorfismo regional vinculado con el proceso de colisión, con el cual se relaciona la formación de los depósi-tos. La presencia de substrato oceánico hidratado (serpentinizado) se considera un factor favorable para el desarrollo de terrenos bien mineralizados (Bierlein et al., 2004).

Ambiente deposicional. Secuencias sedimen-tarias clásticas, comúnmente reducidas, de con-siderable espesor, deformadas y metamorfizadas durante la colisión, con presencia de rocas íg-neas. La mineralización suele ser sin-colisional tardía, relacionada con el metamorfismo regional y la actividad magmática desarrollada durante la colisión.

Rocas hospederas y asociadas. En la secuencia hospedera predominan las grauvacas, lutitas, luti-tas carbonosas y litofangos, pudiendo estar pre-sentes silicitas, formaciones de hierro bandeado, rocas carbonatadas impuras de grano fino y pe-

queñas cantidades de conglomerados polimícti-cos y de sedimentos tobáceos. Esta secuencia es cortada, en mayor o menor grado, por intrusivos graníticos más jóvenes moderadamente reduci-dos o débilmente oxidizados y suele estar afec-tada por metamorfismo regional de la facies de esquistos verdes, si bien puede alcanzar la facies anfibolítica. En Natalinskoe (Rusia) se observan diques máficos, medios y félsicos premeníferos.

Edad de la mineralización. Del Arqueano al Neógeno. Los depósitos suelen considerarse re-lacionados con el evento de deformación más tar-dío.

Forma del depósito. Vetas y vetillas de cuarzo o cuarzo - feldespáticas, brotes de vetas, segre-gaciones, filones y zonas laminadas hospedadas en fracturas, fallas, pliegues anticlinales y sincli-nales, así como a lo largo de los planos de es-tratificación, las cuales pueden ser discordantes (paralelas al plano axial de los pliegues) o es-trato-controladas (paralelas a la estratificación). Las vetas aparecen deformadas en grado varia-ble y se presentan en bandas simples, bandas laminadas o en forma de stockwork. Las vetas la-minadas, en echelón y sigmoides pueden estar relacionadas con zonas de extensión o estructu-ras de cizalla de Reidel. El contacto de las vetas con el encajante suele ser abrupto y claro.

Zonación del depósito. La presencia de com-ponentes útiles en los depósitos varía con el gra-do de asociación con los cuerpos ígneos. Así los más vinculados espacial y genéticamente con ellos tienden a tener mayores contenidos de Sb y W, mientras que los más distales y menos rela-cionados tienden a ser más puramente auríferos. Por otra parte, en los primeros hay un incremento del contenido de Bi y una disminución del conte-nido de As y Sb presentes con el aumento de la profundidad.

Mineralogía de mena. Principales: oro nativo, pi-rita, arsenopirita y pirrotita. Subordinados y raros: calcopirita, esfalerita, galena, molibdenita, schee-lita, bismuto, estibiconita, bournonita y otras sul-fosales. El contenido de sulfuros generalmente es inferior al 3 % en peso. La magnetita y la hemati-tes son muy escasas.

Mineralogía de ganga. Cuarzo, carbonatos (cal-cita, dolomita o ankerita), a veces feldespato. Su-bordinada albita y clorita.

Texturas y estructuras. Las vetas estrato-con-troladas pueden tener textura masiva o laminada,

con estructura columnar o estilolítica, mientras las discordantes generalmente son de textura masiva. En algunos casos pueden aparecer me-nas brechosas formadas por mineralización de brechas y milonitas dentro de las zonas de falla.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, se-ricitización, carbonatización, tumalinización, fel-despatización, biotitización, cloritización. Estas alteraciones son proximales a las vetas y no se extienden a mucha distancia de ellas, aunque en algunas ocasiones la carbonatización puede extenderse lejos de los depósitos, a más de va-rios cientos de metros (Robert, et al., 2007). En el yacimiento Bendigo (Australia) se ha observa-do una relación entre la existencia de mena y el incremento del contenido de grafito en las rocas encajantes (McMillan, 1996).

Controles de mena. Los depósitos presentan un fuerte control estructural, generalmente re-presentado por las secciones de los pliegues sometidos a esfuerzos extensionales (crestas y vaguadas), adyacentes a sus planos axiales. Este control puede ser encontrado a escala de distrito mineral y provoca un alineamiento de los depósi-tos. El control estructural también es ejercido por fallas y zonas de cizalla inversas. También puede presentarse un control litológico - estratigráfico, con frecuencia asociado a cambios de litología y, a veces, con variaciones en la composición litoló-gica. Por lo común, la presencia de los depósitos se relaciona con la de magmatismo félsico sinco-lisional tardío.

Modelo genético. Los depósitos se forman en secuencias sedimentarias fuertemente plegadas y atravesadas por fallas transcorticales que se desarrollan en respuesta a la colisión entre dife-rentes las estructuras corticales. Estas fallas con-ducen fluidos hidrotermales ricos en CO2 (5-30 mol % CO2) y de baja salinidad (< 3 % en peso de NaCl), que presentan altas concentraciones de Au, Ag, As ± Sb, Te, W y Mo, y que al mismo tiempo son pobres en Cu, Pb y Zn. Los depósitos suelen formarse entre 2 y 5 km de profundidad, a temperaturas que varían de 200 0C a 490 0C.

Se cree que estos fluidos se encuentran tectónica o sísmicamente controlados por un ciclo de cre-cimiento de presión - liberación por ruptura, con la consiguiente pérdida de presión, seguido por el sellado de la vía de migración y la subsiguien-te repetición del proceso (Sibson et al., 1988). La precipitación del oro se produce por sulfura-ción, separación de fases o por caída de la pre-sión (Ash y Alldrick, 1996). En algunos casos, las

vetas tienen abundante wolframita y scheelita, concentradas durante la fase de más alta tempe-ratura del proceso de mineralización (Dill, 2010).

El origen de los fluidos sigue siendo objeto de controversia. Aunque se ha considerado que son originados por la deshidratación metamórfica, en las últimas décadas se han acumulado evi-dencias de que también existe una contribución magmática, lo cual es respaldado por la estrecha asociación espacial existente entre las zonas de cizalla que controlan a la mayoría de los depósi-tos de este tipo y la presencia de un número de cuerpos intrusivos (Laznicka, 2010). En un am-biente geodinámico de colisión, donde ocurre un engrosamiento tectónico de la corteza terrestre, tanto la desvolatilización metamórfica como la fu-sión parcial (anatexis) de la parte inferior de la corteza o labio subducido pueden generar tales fluidos.


Firma geoquímica. Concentraciones elevadas de Au, Ag, As, Sb, W, Te, K, Li y B ± Cd, Cu, Pb, Zn, Mn en muestras de suelo y de rocas. Au en flujo de dispersión y en jagua. Débiles incremen-tos de Li, Hg, In, Bi, Se, Mo, Co y Ni.

Firma geofísica. La magnetometría cartografía la presencia de las fallas a través de la detección de anomalías magnéticas lineales. La resistividad y el PI se utilizan para detectar la presencia de las vetas de cuarzo y de mineralización disemi-nada respectivamente. También se emplean los métodos electromagnéticos para localizar zonas posiblemente mineralizadas. La efectividad de la geofísica aumenta cuando existe relación espa-cial entre la mineralización y contenido de grafito. En caso contrario, la presencia de grafito reduce su efectividad.

Otras guías de exploración. Presencia de place-res auríferos en secuencias silicoclásticas meta-morfizadas involucradas en procesos de colisión. Presencia de secuencias silicolásticas falladas y plegadas, de intrusivos graníticos y de meta-morfismo regional (generalmente de la facies de esquistos verdes). Presencia de fallas transcor-ticales y de fallas inversas de ángulo abrupto. Según Large et al. (2011) la presencia de concen-traciones de Au invisible superiores a 250 ppb en pirita diagenética es un indicador de rocas fuen-tes lutíticas ricas en materia orgánica con poten-cial para producir depósitos económicos de Au.



Ley y tonelaje. El tonelaje de estos depósitos varía entre 5 toneladas y más de 300 toneladas de Au metálico, con leyes que oscilan entre 5 g/t de Au y más de 30 g/t de Au. El tamaño de los depósitos es muy variable, desde pequeños has-ta gigantes como Muruntau, con más de 4000 toneladas de Au metálico (Robert, et al., 2007, Laznicka, 2010). Los cuerpos minerales pueden alcanzar más de 3 km de largo y 2 km de ancho.

Limitaciones económicas. Es frecuente que las vetas tengan menos de 2 m de espesor y, por lo tanto, solamente sean explotables por minería subterránea. La abundancia de As es también un factor limitante, dado el fuerte impacto ambiental que genera.

Importancia. Entre los depósitos de este tipo hay varios de gran tamaño a escala mundial.

Bibliografía

Ash, C., D. Alldrick, 1996. Au-Quartz Veins. En Se-lected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2. Lefebure, D. V, T. Höy Editors. British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petro-leum Resources: 53-56.

Bierlein, F. P., A. B. Christie, P. K. Smith, 2004. A comparison of orogenic gold mineralization in central Victoria (AUS), western South Island (NZ) and Nova Scotia (CAN): implications for variations in the endowment of Palaeozoic metamorphic te-rrains. Ore Geology Review, 25: 125-168.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B.V. doi.10.1016/ j.earscirev.2009.10.011.Journal ho-mepage. www.elsevier.com/locate/earscirev


Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010. 961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.

McMillan, R. H., 1996. Turbidite-hosted Au Veins. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure, D. V., T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 59-62.


Sibson, R. H., F. Robert, H. Poulsen, (1988). High Angle Faults, Fluid Pressure Cycling and Meso-thermal Gold-Quartz Deposits; Geology, 16: 551-555.

Hierro Bandeado Rico en Au

Identificación

Sinónimos. Formación de hierro aurífera, Au hospedado en formaciones de hierro bandeado.


Productos. Au

Subproductos. Ag, Cu

Tipos de depósitos asociados. Au orogéni-co tipo Mother Lode. Au orogénico hospedado en secuencia silicoclástica. Formación de hierro bandeado tipo Algoma.

Ejemplos mundiales. Homestake (South Dako-ta, USA.), Lupin (Northwest Territories, Canadá), Mt. Morgans (Australia); Morro Vehlo y Raposos, (Mineas Gerais, Brasil), Mallappakoda, Distrito Kolar (India), Vubachikwe (Zimbabwe).



Ambiente geodinámico. Colisión. Cinturones móviles precámbricos. Secuencias volcánicas y sedimentarias metamorfizadas afectadas por la tectónica compresiva y el magmatismo contem-poráneo con el proceso orogénico. Pueden pre-sentar así mismo magmatismo correspondiente a eventos ulteriores.

Ambiente deposicional. Secuencia de rocas se-dimentarias y volcánicas cortada por stocks, sills y diques máficos, en menor grado de composi-ción media y félsica, afectada por metamorfismo regional, generalmente de facies esquistos ver-des o de grado superior.

Rocas hospederas y asociadas. Filitas, filitas se-ricíticas y grafíticas, cuarcitas, esquisto grafítico y carbonático, esquistos biotítico - granático cummin-gtonítico, meta-pedernal, meta-basalto, meta-gabro, meta-diabasa, silicitas recristalizadas. Las rocas meta-sedimentarias generalmente son de proto-lito turbidítico. Facies sedimentaria química sili-cato-carbonatada rica en Fe (formación de hierro bandeado).

Edad de la mineralización. Principalmente pre-cámbrica, aunque hay algunos depósitos paleo-zoicos.

Forma del depósito. Vetas de cuarzo en estruc-turas discordantes y zonas estratiformes dentro de rocas sedimentarias químicas. Las capas hos-pederas están plegadas y deformadas en variado grado, por lo que los depósitos pueden desarro-llarse aprovechando el clivaje presente en el área del plano axial de los pliegues o ser removiliza-dos, con el consiguiente aumento de su espesor en las curvaturas de los pliegues.

Zonación del depósito. No están zonados.

Mineralogía de mena. Au nativo, arsenopirita, pirita, pirrotita y magnetita, subordinada con cal-copirita, esfalerita, galena, estibina, tetraedrita y raros teluros de Au. La composición de la for-mación de hierro bandeado puede ir desde óxi-do-carbonatada a sulfuro-arsenical. Los sulfuros suelen reemplazar a la magnetita y a los silicatos. Los depósitos aflorantes ricos en sulfuros y po-bres en carbonatos producen gossans distintivos (McMillan, 1996). En los depósitos estratiformes la mineralización de Au puede presentarse en for-ma nativa, finamente diseminada en los sulfuros minerales, o en forma ligada dentro de los sulfu-ros.

Mineralogía de ganga. Cuarzo, pedernal, serici-ta, clorita, calcita, ankerita, dolomita, grafito, es-tilpnomelano, grunerita, turmalina, albita, epidota.

Texturas y estructuras. Textura diseminada, se-mimasiva, de reemplazamiento.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación y car-bonatización (predominantemente ankeritización o dolomitización), cloritización.

Controles de mena. Litoestratigráfico: la minera-lización se localiza cerca o dentro de las forma-ciones de hierro bandeado. Tectónico: cercanía a fallas y zonas de cizalla regionales, en las que la mineralización se asocia con las estructuras lo-cales. Ejes de pliegues, anticlinales o sinclinales. Litológico: dentro o cerca de las formaciones de hierro bandeado.

Modelo genético. El enriquecimiento en Au pue-de ser el resultado de la focalización de fluidos hidrotermales, metamorfogénicos o magmáticos, como resultado de la deformación de la secuen-cia encajante y del desarrollo de las estructuras disyuntivas durante la fase final del evento orogé-nico. Esto es consistente con las relaciones entre las estructuras discordantes y los resultados del fechado radiométrico de la mineralización aurífe-ra. Las menas ricas en Au son el resultado de la


silicificación y carbonatización, y suelen contener sulfuros generados por el metasomatismo fluido - roca (McMillan, 1996; Laznicka, 2010).

Una explicación alternativa hace énfasis en el ori-gen singenético exhalativo de las amplias ano-malías geoquímicas de Au y en su asociación con estratos sedimentarios de origen químico. En este caso, las evidencias de reemplazamiento se explicarían como rasgos diagenéticos normales, resultantes del contacto entre menas ricas en sul-furos y rocas encajantes carbonatadas (McMillan, 1996; Dill, 2009). Otra variante invoca la removi-lización metamórfica de las menas, como se ha planteado en el caso del yacimiento Homestake (Laznicka, 2010).


Firma geoquímica. Fe, S, As, B, Au, Ag, Cu, Zn, Cd, Pb y Mn. Generalmente Au>Ag. El oro y la plata suelen mostrar una fuerte concentración en los depósitos, mientras Cu, Zn, Cd, Pb y Mn nor-malmente presentan concentraciones anómalas moderadas.

Firma geofísica. La magnetometría y los méto-dos electromagnéticos, aéreos y terrestres, así como la polarización inducida, suelen ser exito-sos en la cartografía de las altas concentraciones de magnetita y sulfuros presentes en muchos de-pósitos.

Otras guías de exploración. Cinturones de es-quistos verdes, particularmente cerca de la tran-sición regional entre secuencias dominadas por meta-volcanitas y las dominadas por meta-sedi-mentos. Presencia de fallas y zonas de cizallas que interceptan formaciones de hierro bandeado. Concentraciones de vetas de cuarzo. Presencia de pirita en secuencias de hierro bandeado (Ro-bert et al., 2007).


Ley y tonelaje. Los depósitos tienen entre 6 g/t y 17 g/t de Au y de 1 a 5 millones de toneladas de mena (McMillan, 1996).

Limitaciones económicas. El pequeño espesor de las vetas de cuarzo en algunos depósitos re-quiere de técnicas de extracción selectiva, que no resultan altamente rentables. Por otro lado, otros depósitos sí permiten el empleo de equipos me-canizados modernos de extracción.

Importancia. Estos depósitos continúan siendo atractivos objetivos para la exploración dado el gran tamaño que pueden alcanzar. Un ejemplo de ello es el yacimiento Homestake, el cual ha producido alrededor de 300 toneladas de Au me-tálico desde su entrada en explotación en 1876 (McMillan, 1996).

Bibliografía

Dill, H. G., 2009.The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B.V. doi.10.1016/ j.earscirev.2009.10.011.Journal ho-mepage. www.elsevier.com/locate/earscirev


McMillan, R. H., 1996. Iron Formation-hosted Au. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure D. V y T. Höy, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 63-66.

Robert, F., R. Brommecker, B. T. Bourne, P. J. Do-bak, C. J. McEwan, R. R. Rowe, X. Zhou, 2007. Models and Exploration Methods for Major Gold Deposit Types. B. Milkereit ed. Proceedings of Ex-ploration 07.Fifth Decennial International Confe-rence on Mineral Exploration: 691-711.

Au - EGP Orogénico en Pizarras Negras

Identificación

Sinónimos. Au asociado con meta-sedimentos carbonosos. Au - EPG en pizarras negras.


Productos. Au.

Subproductos. EGP.

Tipos de depósitos asociados. Au orogénico ti-po Mother Lode. Pb - Zn - Ag ± Cu Tipo Brooken Hill. Lutitas negras polimetálicas.

Ejemplos mundiales. Morro do Ouro (Minas Ge-rais, Brasil), Macraes (Nueva Zelandia), Sukhoi Log (Siberia central, Rusia).



Ambiente geodinámico. Secuencias sedimen-tarias ricas en materia orgánica involucradas en procesos de colisión, plegadas, afectadas tectó-nicamente (por fallas y zonas de cizalla) y meta-morfizadas en diferentes grados.

Ambiente deposicional. Los depósitos se desa-rrollan en secuencias de rocas meta-sedimenta-rias grafíticas, en las zonas extensionales de los pliegues y/o asociados con fallas y zonas de ci-zalla.

Rocas hospederas y asociadas. Pizarras, filitas y otras rocas metamórficas de protolito sedimen-tario, enriquecidas en grafito en mayor o menor grado. Pueden aparecer intrusivos granitoides, al parecer no relacionados genéticamente con la mineralización.

Edad de la mineralización. Del Proterozoico al Mesozoico principalmente.

Forma del depósito. Los cuerpos minerales son tabulares y lenticulares. Forman zonas de stoc-kwork o zonas vetificadas en áreas de deforma-ción lineal y de cizalla. Están formados por oro microdisperso, porfiroblastos o parches de pirita o arsenopirita, o por vetas de cuarzo aurífero, con o sin sulfuros. Las vetas de cuarzo pueden estar ausentes, como ocurre en el depósito Macraes (Laznicka, 2010). Los depósitos pueden alcanzar

hasta 2,5 km de longitud y hasta 200 m - 300 m de espesor.

Zonación del depósito. En Sukhoi Log la mine-ralización de EGP se dispone en la periferia de la aurífera.

Mineralogía de mena. Principales: pirita, arseno-pirita, pirrotita. Subordinados y raros: oro nativo, calaverita, hessita, petzita, krennerita, galena, es-falerita, calcopirita. En Sukhoi Log han sido des-critos alrededor de 90 minerales, entre los cuales figuran metales nativos, aleaciones intermetáli-cas, sulfosales, fosfatos, wolframatos, óxidos y otros.

Mineralogía de ganga. Cuarzo, carbonatos

Texturas y estructuras. Textura esquistosa, ban-deada, porfiroblástica, de stockwork y de dilata-ción.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, se-ricitización, sideritización, ankeritización, o clo-ritización. Puede presentarse magnesita como mineral de alteración.

Controles de mena. Control litológico: se ejer-ce por la secuencia meta-sedimentaria grafítica. Control estructural: fallas, zonas de cizalla y char-nelas de los pliegues.

Modelo genético. El origen del oro en estos de-pósitos es objeto de controversia. Se considera que, al menos una parte, es de naturaleza sin-sedimentaria o diagenética, vinculado a procesos exhalativos y retenido por la materia orgánica rica en carbono. También se contempla la metamorfi-zación de depósitos preexistentes. En la mayoría de los casos, sin embargo, se considera que el Au es transportado por fluidos metamorfogénico- hidrotermales que circulan dentro de secuencias con ambientes reducidos y ricos en sulfuros (pi-rita y arsenopirita). Es probable que esta ambi-güedad tenga su origen en el agrupamiento de depósitos metamorfizados junto con los meta-morfogénicos. Los segundos son los orogénicos propiamente dicho, mientras que los primeros son depósitos preexistentes que se formaron en ambientes de margen continental, generalmente asociados con la formación de rifts y con even-tos anóxicos oceánicos mundiales, modificados con posterioridad por el metamorfismo regional, el tectonismo y, en algunos casos, también por el magmatismo asociado con la colisión.


En el caso del depósito Macraes y de otros pe-queños depósitos de Otago (Nueva Zelandia), Pitcairn et al. (2006) demostraron que el Au pro-cede de la lixiviación de la secuencia sedimenta-ria local durante la orogénesis, estimando que 1 km3 de rocas metamorfizadas en la facies anfibo-lítica podría liberar en fluidos, durante su deshi-dratación, 2 toneladas de Au y 24 mil toneladas de As, para ser posteriormente precipitados en zonas de cizalla y de dilatación extensional. En consecuencia, puede afirmarse que se trata de depósitos metamorfogénicos.

En el caso de Sukhoi Log, se considera para las menas un origen poligénico, resultante de la su-perposición espacial de diversos procesos a lo largo de un gran intervalo de tiempo, los cuales contribuyeron a la acumulación de los minerales de mena (Laznicka, 2010). Así, para este depósito se ha propuesto (Dill, 2009) un modelo genético de tres etapas: 1) deposición de una secuencia silicoclástica - carbonatada rica en materia orgá-nica en una cuenca intraplacas de rift alrededor de 800 millones de años atrás. 2) metamorfismo regional con una edad de 520 millones de años y 3) actividad hidrotermal ocurrida alrededor de 320 millones de años atrás.


Firma geoquímica. Concentraciones elevadas de Au, Ag, As, Sb, K, Li, Bi, W, Te y B± Cd, Cu, Pb, Zn y Hg en muestras de suelo y de rocas. Au en flujo de dispersión y en jagua.

Firma geofísica. La magnetometría cartografía la presencia de las fallas a través de la detección de anomalías magnéticas lineales, en tanto las zonas de alteración se asocian con anomalías magnéticas negativas, como resultado de la des-trucción de la magnetita durante la carbonatiza-ción de las rocas encajantes. La resistividad y el PI se utilizan para identificar zonas alteradas y mineralización diseminada. También se emplea los métodos electromagnéticos para localizar zo-nas posiblemente mineralizadas.

Otras guías de exploración. Presencia de es-quistos grafíticos, preferentemente de protolito silicoclástico, presencia de fallas y de zonas de cizalla. Zonas de curvatura de los pliegues. Pre-sencia de pirita diseminada y desarrollo de vetas de cuarzo. Según Large et al. (2011) la presencia de concentraciones de Au invisible superiores a 250 ppb en pirita diagenética es un indicador de rocas fuentes lutíticas ricas en materia orgánica

con potencial para producir depósitos económi-cos de Au.


Ley y tonelaje. Los depósitos suelen ser de baja ley. El depósito Sukhoi Log (Rusia) posee 1100 toneladas de Au (metálico), con una ley promedio de 2,45 g/t de Au (Distler et al., 2004), o 2956 to-neladas de Au metálico con ley promedio de 2,75 g/t de Au (según Laznicka 2010). Su masa de me-na oscila entre 400 millones de toneladas y algo más de 1000 millones de toneladas. El Distrito mi-neral Macraes (Nueva Zelandia) acumula 150 mi-llones t de mena, con una ley promedio de 1,2 g/t de Au, en tanto Morro do Ouro (Brasil) posee 650 millones de t de mena, con un cut off de 0,3 g/t de Au (en el año 2001), teniendo sus menas “ricas” una ley promedio de 0,6 g/t de Au.

Limitaciones económicas. Las menas de este tipo de depósito suelen ser de baja ley, lo cual li-mita su rentabilidad.

Importancia. Aunque los depósitos pueden ser de gran tamaño, su importancia como fuente de Au es secundaria. No obstante, la presencia de elementos del grupo del platino (EGP) en con-centraciones de interés económico puede hacer-los más atractivos.

Bibliografía

Dill, H. G., 2009.The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B. V. doi.10.1016/ j.earscirev.2009.10.011. Journal ho-mepage. www.elsevier.com/locate/earscirev

Distler, V. V., M. A. Yudovskaya, G. L. Mitrofanov, Yu. V, Prokof’ev, E. N. Lishnevskii, 2004. Geology, composition, and genesis of the Sukhoi Log no-ble metals deposit, Russia. Ore Geology Review 24: 1-44.


Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010 .961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.

Pitcairn, I. K., D. A. H. Teagle, D. Craw, G. R. Olivo, R. Kerrich, T. S. Brewer, 2006. Sources of metals and fluids in orogenic gold deposits. Insights from the Otago and Alpine schists, New Zealand. Eco-nomic Geology 101: 1525–1546


Vetas Auríferas Relacionadas con Intrusi-vos Reducidos

Identificación

Sinónimos. No tiene.

Subtipos de depósitos. Mesozonal y Epizonal.

Productos. Au.

Subproductos. Sb.

Tipos de depósitos asociados. Skarn de Au. Skarn de W. Skarn de Sn. Manto polimetálico de Zn - Pb - Ag. Manto y stockwork de Sn. Ag - Au epi-termal de sulfuración intermedia. Vetas de Sn - Ag, Vetas y greisen de Sn, Vetas de W, Vetas y disemi-naciones de estibina.

Ejemplos mundiales. Mesozonales. Fort Knox (Alaska, USA), Vasilkovskoe (Kazajistán), Tim-barra (Australia). Epizonales. Kori Kollo (Bolivia), Donlin Creek (Yukón, Canadá).



Ambiente geodinámico. Los depósitos se aso-cian espacialmente con cuerpos ígneos intru-sivos moderadamente reducidos a débilmente oxidizados, que cortan secuencias silicoclásticas y a veces carbonatadas, en muchas ocasiones reducidas, emplazadas en ambientes de colisión y de arco volcánico cordillerano. Por su compo-sición, los intrusivos son medios y félsicos, me-ta-aluminosos a débilmente per-aluminosos y de calcoalcalinos a alcalinos. Los depósitos son con-temporáneos con los intrusivos que les dan ori-gen.

Ambiente deposicional. Los depósitos suelen aparecer en las provincias metalogénicas de Sn - W, hacia la parte trasera de los arcos volcánicos de tipo cordillerano. Dentro de las zonas de coli-sión, se hospedan en el interior de cuerpos intru-sivos félsicos y medios (con 50 % a 76 % de SiO2) fracturados y agrietados o asociados con diques y sills. Sobre la base de la variación en el estilo de mineralización y de la profundidad de formación, dentro de este modelo se distinguen los depósi-tos mesozonales y los epizonales.

Rocas hospederas y asociadas. Diorita, grano-diorita, granito, aplita, tonalita, rocas silicoclásti-

cas, comúnmente carbonosas. En el caso de los depósitos mesozonales, las volcanitas contem-poráneas con el depósito son escasas, mientras que para los epizonales son abundantes, rela-cionándose esto con la profundidad de emplaza-miento de la mineralización, menor en el segundo caso que en el primero.

Edad de la mineralización. Desde el Arqueano hasta el Neógeno.

Forma del depósito. Los depósitos mesozona-les son de baja ley - gran tonelaje, formados por vetas laminadas. Estas zonas de vetas laminadas se ubican en los márgenes de las raíces de pe-queños cuerpos intrusivos elongados equigranu-lares, de composición granodiorítica a granítica. Los epizonales consisten en stockwork de veti-llas, sulfuros diseminados o mineralización en ve-tas laminadas asociada a complejos de diques y a sills o domos volcánicos, siendo los cuerpos in-trusivos de características similares a los hospe-deros de mineralización mesozonal, aunque se distinguen de ellos por las evidencias de su em-plazamiento a profundidades más someras, co-mo la presencia de masas afaníticas en los sills y de diques porfiríticos.

Zonación del depósito. Las zonas m.ineraliza-das muestran una marcada zonación geoquímica lateral (W - Mo, Sn, Bi, Au, As, Sb, Zn, Pb, Ag, de proximal a distal) y vertical (incremento del Bi y decrecimiento del As y Sb con el aumento de la profundidad), de acuerdo con Dill (2009).

Mineralogía de mena. Pirita, arsenopirita y pirro-tita como minerales principales, galena, calcopiri-ta, esfalerita, oro nativo. Los sulfuros contabilizan menos del 5 % en volumen de la mena y la mag-netita y la hematites son muy escasas. En los de-pósitos mesozonales el Au es generalmente libre y no refractario, y se asocia con minerales de Bi. Los epizonales, en cambio, se caracterizan por la presencia de Au refractario en asociación con Sb y Hg (Robert et al., 2007).

Mineralogía de ganga. Cuarzo, talco, calcita, ankerita.

Texturas y estructuras. Los depósitos mesozo-nales presentan texturas porfiríticas, de solidifica-ción unidireccional y de cavidades mariolíticas. Textura bandeada y crustiforme en los depósitos epizonales. Puede aparecer textura brechosa.Alteraciones hidrotermales. Silicificación, se-ricitización, turmalinización carbonatización, feldespatización y greisinitización. La zona de al-

teración asociada al depósito es pequeña y de carácter proximal. La presencia de corneanas cu-bre un área más extensa.

Controles de mena. Fallas inversas, zonas de trituración y de agrietamiento dentro de intrusivos félsicos, principalmente granodioríticos (Laznic-ka, 2010).

Modelo genético. Son depósitos hidrotermales íntimamente relacionados con sus cuerpos in-trusivos fuentes de fluidos y metales, que, a di-ferencia de los depósitos del tipo porfírico, se relacionan genéticamente con intrusivos reduci-dos. En consecuencia, los óxidos de Fe (mag-netita y hematites) son muy escasos. Los fluidos hidrotermales, de naturaleza reducida, ascienden y depositan su carga mineral preferencialmente dentro estructuras tectónicas que afectan a es-tos intrusivos. Los depósitos se forman a variadas profundidades y la precipitación de minerales de mena ocurre dentro de un intervalo térmico bas-tante amplio.


Firma geoquímica. Au y elevados contenidos de Ag, Bi, W, As, Mo, Te y/o Sb ± Mo, Hg. Las con-centraciones de metales base (Cu, Zn y Pb) son bajas. Las anomalía de Au - As son más proxi-males a los cuerpos intrusivos mineralizados, seguidas por las de Au - As - Sb, en tanto las de Pb - Zn - Ag son más distales (Robert et al., 2007). Au>Ag. Hay correlación entre Au y Bi.

Firma geofísica. La magnetometría cartografía la presencia de las fallas a través de la detección de anomalías magnéticas lineales. La gravimentría puede cartografiar la presencia de los cuerpos intrusivos félsicos, particularmente cuando estos se reflejan claramente como anomalías gravita-torias negativas. La resistividad y el PI se utilizan para detectar la presencia de las vetas y de mine-ralización diseminada respectivamente. También se emplean los métodos electromagnéticos para localizar zonas posiblemente mineralizadas.

Otras guías de exploración. Presencia de stoc-ks y batolitos polifásicos equigranulares grani-to - granodioríticos moderadamente reducidos a débilmente oxidizados. Presencia de sills y do-mos, generalmente de carácter reducido, en el caso de los depósitos epizonales. Presencia de estructuras tectónicas regionales.


Ley y tonelaje. Fort Knox (Alaska, USA) contie-ne 169 millones de toneladas de mena con 0,9 g/t de Au (Baker et al., 2006), en tanto Vasilkovskoe (Kazajistán) posee 138 millones de toneladas de mena con 2,8 g/t Au y de 1,28 % a 8,5% de As (Laznicka, 2010).

Limitaciones económicas. Con frecuencia las vetas tienen menos de 2 m de espesor y, por lo tanto, solamente son explotables por minería subterránea si no hay vetificación densa lamina-da o en stockwork.

Importancia. Entre los depósitos de este tipo son escasos los de gran tamaño.

Bibliografía

Baker, T., S. Ebert, C. Rombach, C. G. Ryan, 2006. Chemical compositions of fluid inclusions in intrusion-related gold systems, Alaska and Yukon, using PIXE microanalysis. Economic Geology, 101: 311–327

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B. V. doi.10.1016/ j.earscirev.2009.10.011. Journal ho-mepage. www.elsevier.com/locate/earscirev


Robert, F., R. Brommecker, B. T. Bourne, P. J. Do-bak, C. J. McEwan, R. R. Rowe, X. Zhou, 2007. Models and Exploration Methods for Major Gold Deposit Types. B. Milkereit ed. Proceedings of Ex-ploration 07.Fifth Decennial International Confe-rence on Mineral Exploration: 691-711.


Vetas de Wolframio

Identificación

Sinónimos. W Tipo Erzgebirge-Cornwall


Productos. W

Subproductos. A veces Mo o Sn.

Tipos de depósitos asociados. Skarn de W. Au orogénico hospedado en secuencia silicoclástica. Vetas auríferas relacionadas con intrusivos redu-cidos. Vetas de Sn, skarn de Mo y skarn de Sn.

Ejemplos mundiales. MacTung y Cantung, Ca-nadá, Osgood Range (Nevada, USA), Moina y King Island (Tasmania, Australia), Sang Dong (Corea del Sur), Shizhuyuan, China.

Ejemplos cubanos. Lela (municipio especial Isla de la Juventud).


Ambiente geodinámico. Colisión. Cinturones ple-gados y márgenes acrecionados, que en ocasiones aparecen en cuencas de trasarco sobrecorridas, con magmatismo félsico sinorogénico o postoro-génico, el cual puede ser anatéxtico, asociado a secuencias metamorfizadas.

Ambiente deposicional. Secuencias metamorfi-zadas slicoclásticas y/o turbidíticas, con subordi-nada presencia de carbonatos, interceptadas por intrusivos félsicos granitoides, per-aluminosos, biotíticos y moscovíticos, pudiendo haber diques de cuarzo porfírico. También pueden aparecer asociados a granitos alcalinos. En presencia de rocas carbonatadas se desarrollan procesos de skarnificación. Las rocas volcánicas están gene-ralmente ausentes.

Rocas hospederas y asociadas. Areniscas, li-molitas, lutitas, areniscas, turbiditas, granodiorita, cuarzo-monzonita, monzogranito. Granitos de ti-po I y S

Edad de la mineralización. Cualquiera. Los de-pósitos más importantes son del Mesozoico y el Paleozoico.

Forma del depósito. Vetas o stockworks discor-dantes con el medio encajante. Los depósitos

suelen aparecer en grupos, siendo los depósitos individuales de pequeño tamaño.

Zonación del depósito. Las vetas simples y los pequeños depósitos se componen básicamente de cuarzo y wolframita, sin presentar zonación. Sin embargo, en los grandes depósitos, las ve-tas presentan múltiples fases de mineralización y aparecen verticalmente zonadas (pasando ge-neralmente de fases de mayor temperatura en profundidad a fases minerales de menor tempe-ratura hacia arriba).

Mineralogía de mena. Scheelita, powelita, wol-framita, molibdenita, bismutina, casiterita, estan-nita, arsenopirita, pirrotita, pirita y bornita. A veces aparecen calcopirita, esfalerita, tetraedrita - te-nantita, berilo y fluorita. Stolzita y tugnstenita pue-den aparecer como minerales oxidados (producto del intemperismo).

Mineralogía de ganga. Cuarzo, biotita, albita, fel-despato K, fluorita, moscovita, granates, ilmenita, turmalina, topacio, berilo, calcita.

Texturas y estructuras. Textura vetítica, brecho-sa, bandeada, de relleno, de reemplazamiento y de cavidades abiertas, (Cox y Bagby, 1986).

Alteraciones hidrotermales. Sericitización ± tur-malinización, greisenitización feldespatización, silicificación, biotitización, albitización, moscovi-tización, fluoritización, carbonatización, cloritiza-ción. La zonación de las alteraciones, de adentro hacia afuera, es: zona de cuarzo - turmalina, zo-na sericítica y zona propilítica. En las partes más profundas de las zonas mineralizadas, en las sal-bandas de las vetas prevalece una intensa albiti-zación con feldespatización. En la parte superior se presenta greisenitización (con moscovita gris oscura o zinwaldita).

Controles de mena. Partes apicales de intru-sivos félsicos cupuliformes, intercepciones de fallas y zonas de agrietamiento, diques e inter-cepciones de vetas.

Modelo genético. Se estima que el W, presen-te en cantidades traza en secuencias sedimen-tarias o volcánicas, se incorpora a los fundidos magmáticos félsicos generados durante el proce-so de colisión, para ser concentrado durante su correspondiente diferenciación magmática. Esta suposición parte de la existencia de anomalías geoquímicas de W en los meta-sedimentos de al-gunas regiones ricas en depósitos de este tipo, como ocurre en el SE de China (Laznicka, 2010).

De este modo, las vetas de wolframio se rela-cionan con batolitos graníticos, particularmente con las cúpulas de leucogranitos fraccionados, ubicadas en los niveles superiores de la corte-za terrestre, de los que parten los fluidos hidro-termales responsables de la mineralización. Los minerales de vetas de las últimas etapas del pro-ceso de mineralización se forman bajo la acción preponderante de la convección de aguas meteó-ricas. Algunos autores (Hu Shouxi et al., 1984) consideran que la presencia de una fuerte greise-nitización es indispensable para la formación de depósitos importantes.


Firma geoquímica. W, Sn, As, Be, Nb, Ta, Bi, Sb. Wolframita en jagua. Los granitos metalogené-ticamente asociados se caracterizan por la pre-sencia de F, Rb, Be, Nb, Cs, U, Mo y lantánidos.

Firma geofísica. Anomalías locales de resistivi-dad generadas por las vetas de cuarzo si no con-tienen mucho sulfuro.

Otras guías de exploración. Secuencias silico-clásticas metamorfizadas, cuerpos ígneos félsi-cos, zonas tectonizadas y/o cizalladas.(Page y McAllister, 1944).


Ley y tonelaje. Para el 90 percentil, la masa de mena es de 45 mil toneladas, con 0,6 % de WO3. Para el 50 percentil, la masa de mena es de 560 mil toneladas, con 0,81 % de WO3, mientras que para el 10 percentil la masa de mena asciende a 7 millones de toneladas, con 1,4 % de WO3 (Jo-nes y Menzie, 1986). En el listado de depósitos utilizados por los autores citados aparece Lela (Isla de la Juventud, Cuba), con datos de Page y McAllister (1944). La ley de óxido de W en los depósitos varía, en general, entre 0,144 % y 5 %. Las menas de wolframita y scheelita son minadas económicamente con leyes de 0,2 % a 0,4 % de WO3. La presencia de Au, Ag, Sc Nb y Ta incre-mentan el valor de la mena (Dill, 2009).

Las menas de wolframita y scheelita son minadas económicamente con leyes de 0,2 % a 0,4 % de WO3. La presencia de Au, Ag, Sc Nb y Ta incre-mentan el valor de la mena (Dill, 2009).

Limitaciones económicas. La naturaleza vetíti-ca de la mineralización hace que la minería sea generalmente subterránea. El pequeño espesor de la zona mineralizada y la dilución del mineral

son factores limitantes de la viabilidad económica de los depósitos. La presencia de trazas de Mo, Y, Ga y Be incorporados dentro de la scheelita reba-ja el valor de la mena, pues esos elementos solo pueden ser separados por tratamiento químico. Igualmente, la presencia de más de 1,5 % de Sn; 0,2 % de As; 0.03 % de P y de 0,3 % de S redu-cen el valor de la mena. Asimismo, la presencia de cantidades apreciables de Sb, Pb y Cu puede rebajar también el valor (Dill, 2009).

Importancia. Es, junto con los skarns de W, la fuente principal de abastecimiento mundial de W.

Bibliografía

Cox, D. P. y W. C. Bagby, 1986. Descriptive model of W veins. In Cox, D. P., Singer, D. A., eds., 1986, Mineral deposit model. U.S. Geological Survey Bulletin 1693.

Dill, H. G., 2009.The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B. V. doi.10.1016/ j.earscirev.2009.10.011. Journal ho-mepage. www.elsevier.com/locate/earscirev.

Hu Shouxi, Sun Mingzhi, Yan Zhengfu, Xu Jin-fang, Cao Xiaoyun, Ye Ying, 1984. An important metallogenic model for W, Sn and rare granito-phile element ore deposits related to metasoma-tically altered granites. En Xu Keqin, Tu Guangxi, eds., Geology of Granites and their Metallogene-tic Relations. Science Press, Beijing: 519–537.

Jones, G. M., W. D. Menzie, 1986. Grade and ton-nage model of W vein deposits. En Cox, D. P. y D. A. Singer, eds., Mineral deposit models. U.S. Geo-logical Survey Bulletin, 1693.


Page, L. R., J. F. McAllister, 1944. Tungsten depo-sits, Isla de Pinos, Cuba. U.S. Geological Survey Bulletin 935-D, 246 págs.


Vetas de Cinco Elementos Ni - Co - As - Ag ± Bi, U

Identificación

Sinónimos. Vetas de cinco elementos (Ni - Co - As - Ag - Bi). Vetas de níquel - cobalto - plata nati-va. Vetas tipo Cobalt con sulfoareseniuros de plata. Vetas de Ag - As (Ni, Co, Bi). Asociación de Ni - Co - Bi - Ag - U (As). Tipo Schneeberg – Joachimsthal.

Subtipos de depósitos. Algunos autores (Dill, 2009) distinguen dos variedades o subtipos: 1) la asociación de cinco elementos de Europa Central y 2) el Tipo Cobalt de Ontario, Canadá.

Productos. Ag, Co ± U

Subproductos. No suelen tenerlos.

Tipos de depósitos asociados. Vetas polimetá-licas de Pb - Zn en secuencias silicoclásticas. U clásico (Vetas cuarzo carbonatadas portadoras de U ± Bi, Co, Ni, As, Ag, Cu, Mo). Existen depó-sitos transicionales entre las vetas de cinco ele-mentos y las de U clásico arriba mencionadas.

Ejemplos mundiales. Distrito Mineral Cobalt (Ontario, Canadá), Jachymov (Alemania)

Ejemplos cubanos. Loma del Viento (Pinar del Río).


Ambiente geodinámico. Ocurre en casi todas las áreas con corteza continental, aunque prefe-rentemente en zonas afectadas por procesos de colisión. En general, se acepta su formación en la etapa tectónica tardía –o post-orogénica– de la colisión. En algunos casos estas vetas aparecen relacionadas con cuencas en subsidencia y de rift continental.

Ambiente deposicional. Vetas emplazadas a profundidades someras, a lo largo de fallas de ángulo abrupto, y/o en zonas de cizalla.

Rocas hospederas y asociadas. Comúnmente en rocas silicoclásticas más o menos metamor-fizadas, cortadas por intrusivos ígneos medios a félsicos. También pueden presentarse rocas má-ficas, como diabasas y gabros. Las fallas pueden estar rellenas con ganga rica en grafito, milonita o brechas.

Edad de la mineralización. Del Proterozoico al Mesozoico. La mineralización puede ser mucho más joven que las rocas encajantes.

Forma del depósito. Vetas simples o grupos de vetas, con espesor desde algunos centímetros hasta más de 1 metro, que varía en distancias inferiores a una decena de metros. El espesor de una veta, sin embargo, puede alcanzar hasta 30 m. Aunque la mayoría de las vetas son de limita-da extensión por el buzamiento, algunas rebasan los 500 m de longitud (Lefebure, 1996).

Zonación del depósito. No presentan zonación.

Mineralogía de mena. Principales: Ag nativa aso-ciada con arseniuros con Ni - Co (rammelsber-gita, safflorita, niquelina, cloantita, maucherita), skutterudita, cobaltita, gersdorfita sulfoarseniuros de Co, Ni, Fe y Sb, bismuto nativo, bismutina, ar-gentita, pirita y uraninita. Subordinados: calcopi-rita, bornita, calcocita. Minerales raros: galena, tetraedrita, jamesonita, cosalita, esfalerita, arse-nopirita y pirrotita. En muchas vetas solo se pre-senta una parte de los minerales mencionados, pero todas se caracterizan por la ausencia de Au.

Los sulfuros se encuentran irregularmente distri-buidos y son más comunes en las intercepciones de vetas y los cruces de vetas con fallas. En algu-nas vetas es común la presencia de fragmentos de rocas encajantes.

Mineralogía de ganga. Principales: calcita, dolo-mita, cuarzo. Subordinados: jaspe, barita y fluori-ta. Los minerales carbonatados son comunes en los núcleos de algunas vetas.

Texturas y estructuras. Textura nodular, ban-deada, dendrítica, laminar y diseminada. Estruc-tura penetrativa.

Alteraciones hidrotermales. Carbonatización y cloritización poco significativa alrededor de las vetas. En sus salbandas puede aparecer una zo-na de pocos centímetros de ancho, con cuarzo, clorita, microclina, albita y epidota.

Controles de mena. La mineralización es tectó-nicamente controlada, y su distribución dentro de un distrito mineral específico es controlada por una o dos direcciones. Las mineralizaciones de mayor importancia aparecen en las interseccio-nes de vetas y en las zonas de dilatación dentro de las vetas.

Modelo genético. En regiones bajos esfuerzos extensionales, las fallas sirven como vía de mi-gración de los fluidos hidrotermales ascendentes, los que alcanzan los sitios de deposición de me-nas situados entre 1 km y 4 km de profundidad. Estos fluidos son salmueras muy salinas, con temperaturas entre 150 0C y 250 0C, las cuales pueden proceder de aguas de cuenca calentadas e introducidas en una circulación convectiva por el calor de los cuerpos ígneos en enfriamiento. También pueden ser salmueras de capa, que mi-gran hacia arriba o hacia los bordes de la cuen-ca sedimentaria. Los estratos ricos en sulfuros y lutitas carbonosas ubicados dentro la secuencia estratigráfica se consideran como potenciales fuentes de metales. La formación de mena ocu-rre cuando el fluido encuentra una trampa estruc-tural o reductora (Lefebure, 1996). Sin embargo, los cuerpos ígneos, especialmente los de compo-sición básica, también pueden ser considerados fuentes de metales, particularmente en el caso del Co (Laznicka, 2010).

Comentario. Las vetas del Rossland Camp (Bri-tish Columbia, Canadá), portadoras de Co - Ag ± Ni ± Bi parecen ser una caso atípico de vetas de cinco elementos, ya que, a diferencia de las nor-males, contienen adicionalmente Au y Mo (Lefe-bure, 1996).


Firma geoquímica. Ag, Ni, Co, Bi, U y As en muestras de rocas. Esta asociación es típica en este tipo de depósitos.

Firma geofísica. Las estructuras controlado-ras pueden ser cartografiadas por magnetome-tría terrestre o mediante electromagnetismo VLF. Los métodos aéreos pueden cartografiar las es-tructuras perspectivas principales. Asimismo la espectrometría gamma permite localizar zonas aflorantes enriquecidas en U (uranidita), ya sea en afloramientos in situ como en flujos detríticos de diversa naturaleza.

Otras guías de exploración. La identificación de las direcciones tectónicas principales permite de-finir la orientación preferencial de las vetas.


Ley y tonelaje. La masa de un depósito oscila normalmente entre decenas de miles de tonela-das a unos pocos cientos de miles de toneladas, con muy altas las leyes de Ag (de 300 g/t a 1000 g/t Ag, que puede llegar hasta los 30 000 g/t Ag

(Lefebure, 1996). Pueden contener hasta 1500 – 1700 toneladas de Ag. El Distrito Mineral Cobalt (Ontario) es el mayor conocido, con 16 mil tone-ladas de Ag y 11250 toneladas de Co, con alrede-dor de 60 mil toneladas de As y 6500 toneladas de Ni (Laznicka, 2010), La producción de este dis-trito se encuentra distribuida entre unas 60 pe-queñas minas.

Limitaciones económicas. El carácter disconti-nuo de las vetas y su pequeño espesor limitan su rentabilidad económica, dado que solo pue-den ser objeto de explotación por minería subte-rránea, si la ley del mineral es alta.

Importancia. Este tipo de depósito fue una im-portante fuente histórica de Ag y U, con una pro-ducción subordinada de Co. En la actualidad su aporte, a nivel mundial, es insignificante.

Bibliografía

Dill, H. G., 2009.The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B.V. doi.10.1016/ j.earscirev.2009.10.011.Journal ho-mepage. www.elsevier.com/locate/earscirev


Lefebure, D. V., 1996. Five-element Veins Ag - Ni - Co - As ± (Bi, U). En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 89 - 91.


Cu - Zn ± Au - Ag Orogénico

Identificación

Sinónimos. Depósitos orogénicos anómalos de metales base.


Productos. Cu, Zn.

Subproductos. Au, Ag, Ti.

Tipos de depósitos asociados. Au orogénico tipo mother lode. Placeres auríferos. Au - EGP orogénico en pizarras negras. Cu - Ni orogénico. VMS máfico - ultramáfico.

Ejemplos mundiales: No identificados

Ejemplos cubanos. Santa María, Mayabe, Char-co Prieto, Las Margaritas, Picos Verdes (Holguín).


Ambiente geodinámico. Ambiente de colisión. Zonas donde entran en contacto tectónico blo-ques más o menos desmembrados de corteza oceánica, secuencias de arco volcánico insular, complejos de subducción y prismas clásticos de acreción. Los de edad precámbrica, se encuen-tran en zonas con grandes rupturas transcor-ticales, situadas dentro de terrenos cratónicos y cinturones de esquistos verdes, las que re-presentan antiguas estructuras de colisión. Las secuencias hospederas también suelen estar fuertemente plegadas como resultado de los es-fuerzos compresivos.

Ambiente deposicional. Los depósitos se loca-lizan dentro de fallas y sistemas de grietas ge-neradas por compresión y/o transpresión regional durante los procesos de colisión. La mineraliza-ción suele ser sin-colisional tardía, relacionada con el metamorfismo regional y la actividad mag-mática desarrollada durante la colisión. Las se-cuencias acrecionadas formadas se caracterizan por la presencia de una amplia variedad de lito-logías derivadas del manto, de corteza oceánica, arco de islas y margen continental, unidas y cor-tadas por suturas, sistemas de fallas y cuerpos ígneos de variada composición. Estos conjuntos pueden estar metamorfizados en grado variable, por lo común en la facies de esquistos verdes.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas bre-choso - miloníticas, compuestas por bloques y

fragmentos de basaltos, serpentinitas cataclas-tizadas y milonitizadas. Serpentinita, peridotita, dunita, basalto, gabro, diabasa, diorita, plagiogra-nito, granodiorita, riolita, tobas y tufitas andesito - dacíticas, grauvacas, conglomerados, limolitas y areniscas volcanomícticas, litofango, silicita, luti-ta, caliza y cuarcita; intrusivos medios y félsicos. Metamorfitas desde casi no deformadas hasta to-talmente esquistosas.

Edad de la mineralización. Amplio rango, desde el Precámbrico hasta el Cenozoico.

Forma del depósito. Lentiforme, laminar, tabu-lar, filoniana. Zonas mineralizadas formadas por brechas y milonitas y por las litologías presentes a ambos lados de la zona tectónica. Los cuerpos minerales, compuestos por mineralización vetíti-co - diseminada y masiva, presentan entre 100 m y 1000 m de largo, 40 m - 300 m de ancho y espe-sores entre 4 m y 20 m. Asociados a ellos puede haber gossans alargados. Los cuerpos minerales suelen disponerse linealmente, separados por sectores pobremente mineralizados de 100 m a 400 m de largo, para formar zonas mineralizadas de 1,5 km a 10 km m de longitud y de 50 m - 350 m de ancho. Dentro de la zona mineral se presen-tan sistemas de vetillas y vetas de cuarzo, asocia-das con las estructuras tectónicas controladoras de la mineralización (Pentelenyi et al., 1990).

Zonación del depósito. Los depósitos afloran-tes y/o afectados por los procesos supergénicos pueden presentar una marcada zonación químico - mineralógica de arriba hacia abajo: 1) zona de oxidación compuesta por limonita masiva, porosa y lixiviada, con goethita, malaquita, azurita, pirita y relictos de otros sulfuros. Además, en su parte inferior pueden presentarse cuarzo limonitizado y arcillas caolinítico - montmorilloníticas. 2) zo-na de cementación, formada esencialmente por milonita impregnada en sulfuros masivos friables y granulares, así como por hematita, goethita y sulfosales. 3) zona primaria, representada por la mineralización sulfurosa endógena polimetálica (Pentelenyi et al., 1990).

Mineralogía de mena. Principales: pirita, calco-pirita, y marcasita. Subordinados y raros: bornita, covelina, calcosina, azurita, malaquita, limonita, hematita, goethita, barita, cobre nativo, esfalerita, antimonita, titanomagnetita, rutilo, leucoxeno, oro nativo, amalgama, magnetita, cinabrio, casiterita y cromita.

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo y mi-nerales del grupo de la serpentina. Subordinados:

calcita, yeso, epidota, talco, clorita, biotita, caoli-nita, montmorillonita, plagioclasa, piroxenos, tre-molito - actinolita y sericita.

Texturas y estructuras. Textura masiva, disemi-nada densa, brechosa, cataclastizada, milonítica. Estructura fibrosa, reticular, masiva, idiomórfica, hipidiomórfica, subporfirítica, subofítica y ocasio-nalmente bandeada.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, clo-ritización, talquitización, carbonatización, argiliti-zación, caolinitización, epidotización, albitización, saussuritización, anfibolitización. Puede aparecer listvenitización (alteración hidrotermal caracteri-zada por la presencia de talco, cuarzo, carbonato y fuchsita). El conjunto de alteraciones presente depende de la litología encajante del depósito.

Controles de mena. Marcado control estructural. Es común que los depósitos importantes se lo-calicen a lo largo de estructuras regionales es-pecíficas, compresionales y/o transpresionales, representadas por fallas de sobrecorrimiento y de deslizamiento por el rumbo, por lo que se sitúan en las fronteras entre unidades contrastantes por su composición litológica o edad.

Modelo genético. La mayoría de estos depósitos originalmente fueron depósitos VMS, modificados por la tectónica y el metamorfismo, cuya compo-sición química y mineralógica inicial ha sido alte-rada por la acción de procesos superpuestos de mineralización hidrotermal. Craig y Vokes (1993) señalan que los VMS son considerablemente mo-dificados por la tectónica y el metamorfismo y la intensidad de esta modificación es estadística-mente proporcional a la edad.

Los fluidos hidrotermales mineralizados respon-sables de esta modificación ascendieron por las fallas controladoras durante el evento orogéni-co, preferentemente en su fase tardía, siendo los responsables de las alteraciones hidrotermales observadas, tanto en las zonas tectónicas mi-neralizadas como en las rocas encajantes. Este evento superpuesto aportó el enriquecimiento en Au y, combinado con la intensa trituración me-cánica, explica la presencia de los relativamente altos contenidos de Ti presentes en las menas, resultado de la interacción de las soluciones hi-drotermales con las rocas ultramáficas y máficas encajantes fracturadas y milonitizadas dentro de la zona tectónica. De igual modo se explican los ocasionalmente altos contenidos de Co y la cro-mita hallada en las menas.


Firma geoquímica. Cu, Zn, Ni, Au, Ag, Pb, Ba, Mo, Ti, V, Mn, Cr, Co.

Firma geofísica. Zonas de gradiente del campo magnético. Anomalías radiométricas, anomalías de PI asociadas a los cuerpos minerales, zonas de baja resistividad, anomalías locales negativas del campo magnético. Anomalías EM. Las ano-malías geofísicas relacionadas con las zonas mi-neralizadas son de carácter alargado y lineal.

Otras guías de exploración. Presencia de gos-sans y rocas oxidadas a lo largo de zonas tecto-nizadas.


Ley y tonelaje. No tiene modelo de ley - tonelaje. Los depósitos cubanos contienen entre 1 % y 11 % de Cu, entre 0,5 % y 2,5 % de Zn, hasta 1 % de Pb, de 0,1 g/t a 32 g/t de Au, entre 1 g/t y 15 g/t de Ag, de 0,1 % a 2 % de Ti y, a veces, contenidos de interés de Co.

Limitaciones económicas. La abundancia de pirita puede representar un problema medioam-biental que encarece el procesamiento de las me-nas.

Importancia. Es modesta en relación a otros ti-pos de depósitos productores de metales base.

Bibliografía

Craig, J. R., F. M. Vokes, 1993. The metamor-phism of pyrite and pyritic ores: An overview. Mi-neral Magazine, 57: 3 - 18

Pentelenyi, I., Foldessy J., García, E. y Velázquez M. J.,1990, Informe sobre los resultados del le-vantamiento geológico complejo polígono IV CAME Holguín: Inédito. Oficina Nacional de Re-cursos Minerales, La Habana.


Cu - Ni Orogénico

Identificación

Sinónimos. Cu - Ni - Co sinorogénico - sinvolcá-nico. Cu - Ni clase gabroide. Cu - Ni asociado con gabroides.


Productos. Cu, Ni.

Subproductos. Au, Co. Posible EGP.

Tipos de depósitos asociados. Au orogénico tipo mother lode. Cu - Zn ± Au - Ag orogénico. Placer de Au. Au - EGP orogénico en pizarras negras.

Ejemplos mundiales. Giant Mascot (British Co-lumbia, Canadá), Poshi, Loundong y Erbutu (Chi-na).

Ejemplos cubanos. La Cruzada (Guantánamo), Salomón (La Habana).


Ambiente geodinámico. Ambiente de colisión, donde entran en contacto tectónico secuencias ultramáficas, de arco volcánico y de margen continental. Los depósitos de edad precámbri-ca se encuentran en zonas con grandes ruptu-ras transcorticales, situadas dentro de terrenos cratónicos y cinturones de esquistos verdes, que representan antiguas estructuras de colisión. Las secuencias hospederas también suelen estar fuertemente plegadas como resultado de los es-fuerzos compresivos.

Ambiente deposicional. Los depósitos se loca-lizan en intrusivos ultramáfico - máficos más o menos diferenciados y a veces estratificados si-tuados dentro de cinturones orogénicos. También aparecen emplazados dentro de zonas tectóni-cas generadas por compresión y/o transpresión regional durante los procesos de colisión, allí donde en la composición del melange y las mi-lonitas entran rocas ultramáficas variablemente serpentinizadas y fragmentadas. Las dimensio-nes de los fragmentos oscilan entre varios centí-metros y algunas decenas de metros. Las rocas pueden estar metamorfizadas, por lo común en la facies de esquistos verdes.

Rocas hospederas y asociadas. Gabrodioritas, dioritas cuarcíferas, peridotitas (iherzolita y harz-

burgita), dunitas y piroxenitas (con variable gra-do de serpentinización), serpentinitas, esquistos grafíticos, anfibólico - cloríticos, clorítico - sericíti-cos, cuarcíferos y anfibólico - cuarzo - epidóticos.

Edad de la mineralización. Puede ser cualquie-ra. Los precámbricos se hallan en cinturones de esquistos verdes.

Forma del depósito. Lenticular, tubular, irregu-lar. Los depósitos suelen estar formados por va-rios cuerpos minerales (pueden ser más de 30), que constituyen zonas mineralizadas alargadas, ubicadas dentro de zonas de mélange tectónico intensamente alterado, así como en los contactos de la zona tectónica con las rocas encajantes.

Zonación del depósito. No tienen. El oro y la plata se concentran en la zona de oxidación y en las áreas intensamente limonitizadas y silicifica-das dentro de las secuencias de esquistos.

Mineralogía de mena. Principales: pirita y cal-copirita. Subordinados: pirrotita, pentlandita, millerita, cobaltita. Raros: cubanita, cromita, cro-mo-magnetita, esfalerita, galena troilita, magneti-ta, argento-pentlandita, mackinawita, gersdorfita, niquelina, hessita, altaíta, bornita. Oxidados: mala-quita, azurita, cobre nativo, oro nativo, calcosi-na, covelina, crisocola, melanterita, calcantita, hematites y limonita. Pueden aparecer marcasi-ta, violarita y polidimita, así como fases minera-les portadoras de EGP, tales como merenskyita, moncheíta, melonita paladífera y froodita (Page, 1986; Han et al., 2013; Manor et al, 2014).

Mineralogía de ganga. Cuarzo, olivino, piroxe-nos, serpentina, hornblenda, biotita, augita, es-tannita, flogopita, plagioclasa, clorita, calcita, epidota.

Texturas y estructuras. Textura masiva, semi-masiva, diseminada, brechosa en red y vetítica. Estructura lamelar, de exsolución, de entrecreci-miento, euhédrica, vetítica y de relleno.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, clo-ritización y epidotización en dioritas y esquistos; talquitización, carbonatización y anfibolitización en ultramafitas.

Controles de mena. Marcado control magmático y estructural Es común que los depósitos impor-tantes se localicen dentro de cuerpos ígneos ul-tramáfico - máficos, en menos ocasiones dentro de estructuras compresionales o transpresiona-les.

Modelo genético. La mineralización de Cu - Ni se desarrolló originalmente en intrusivos ultramá-fico - máficos relativamente pequeños, relacio-nados con procesos de colisión arco volcánico insular - continente o continente - continente, Se estima que la colisión involucró la entrada de una cresta oceánica en la zona de subducción y un proceso de suprasubducción. La mineralización así formada es de naturaleza ortomagmática (Han et al., 2013). Alternativamente, menas y ro-cas hospederas pueden originarse como resulta-do del magmatismo en un arco volcánico insular primitivo boninítico (Peng et al., 2013). Durante el desarrollo ulterior del evento colisional, el grado de preservación de los cuerpos de rocas ultra-máficas y máficas hospederas de la mineraliza-ción fue afectado en menor o mayor grado y, por tanto, su integridad. Eso explica por qué en los depósitos Giant Mascot (Canadá), Poshi, Loun-dong y Erbutu (China), estas rocas permanecen formando un gran bloque, que muestra claramen-te las características y relaciones originales entre mineralización y litologías encajantes (Han et al., 2013; Peng, 2013; Manor et al., 2014), mientras que en otros depósitos las rocas encajantes y mi-neralizadas aparecen fragmentadas, mezcladas y transportadas a lo largo de zonas tectónicas, transformadas en un melange máfico - ultramáfi-co. La circulación por la zona tectónica de fluidos hidrotermales vinculados con el proceso orogé-nico pudo, en este último caso, removilizar par-cialmente la mineralización y, eventualmente, enriquecerla en Au y Ag. Finalmente, si las menas son expuestas a procesos de intemperismo quí-mico, puede producirse una importante concen-tración supergénica de estos metales preciosos.


Firma geoquímica. Cu, Zn, Pb, Ba, Ag, Au, Hg, Ni, Co.

Firma geofísica. Anomalías de PI y de resisitivi-dad. Gravimetría y magnetometría.

Otras guías de exploración. Gossans asocia-dos con presencia de ultramafitas.


Ley y tonelaje. Para el 90 percentil la masa de mena asciende a 260 mil toneladas, con 0,35 % de Ni y 0,13 de Cu. Para el 50 percentil la masa de mena es de 2,1 millones de toneladas, con 0,77 % de Ni y 0,47 % de Cu. Para el 10 percen-til la masa de mena es de 17 millones de tone-ladas, con 1,6 % de Ni, 1,3 % Cu, 0,017 de Co,

0,035 ppm de Au, 63 ppb de Pd y 16 ppb de Pt (Singer et al., 1986). El depósito Giant Mascot (Columbia Británica, Canadá) produjo por mine-ría subterránea entre 1958 y 1974 alrededor de 4,2 millones de toneladas de mena con 0,77 % de Ni y 0,34 % de Cu promedio, con pequeños contenidos de Co, Au y Ag (Manor et al., 2014). El depósito Elección (Cuba) presenta 0,1 % - 2,15 % de Cu, 0,1 - 0,78 % de Ni y 0,01 - 0,1 % de Co en menas primarias, con contenidos me-dios de 62 g/t de Ag y 1,2 g/t de Au en menas oxidadas.

Limitaciones económicas. El tamaño general-mente pequeño de los cuerpos minerales limitan sus posibilidades de ser rentables.

Importancia. Su aporte a la producción de Cu y Ni es reducido.

Bibliografía

Han, Ch., W. Xiao, G. Zhao, B. Su, S. Ao, J. Zhang, B. Wan, 2013. Age and tectonic setting of mag-matic sulfide Cu–Ni mineralization in the Eas-tern Tianshan Orogenic Belt, Xinjiang, Central Asia. Journal of Geosciences, 58: 233–250. DOI: 10.3190/jgeosci.148. www.jgeosci.org

Manor, M. J., J. S. Scoates, G. T. Nixon, D. E., Ames, 2014. Platinum-group mineralogy of the Giant Mascot Ni-Cu-PGE deposit, Hope, B.C. In: Geological Fieldwork 2013, British Columbia Ministry of Energy and Mines, British Columbia Geological Survey Paper 2014-1: 141-156.

Peng, R., Y. Zhai, Ch. Li, E. M. Ripley, 2013. The Erbutu Ni-Cu Deposit in the Central Asian Oro-genic Belt: A Permian Magmatic Sulfide Deposit Related to Boninitic Magmatism in An Arc Set-ting. Economic Geology, 108 (8): 1879-1888. doi: 10.2113/econgeo.108.8.1879.

Page, N. J., 1986. Descriptive model of synoroge-nic – synvolcanic Ni – Cu. En Cox, D. P., D. A. Sin-ger Eds, Mineral Deposit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 291 págs.

Singer, D. A., N. J. Page, W. D. Menzie. Grade and tonnage model of synorogenic – sinvolcanic Ni-Co. In Cox, D. P., D. A. Singer Eds., Mineral Depo-sit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 291 págs.


Familia del Mn Volcanogénico

El Mn se comporta análogamente al hierro. En su forma primaria está ligado a magmas básicos y medios y puede fraccionarse y ser transporta-do mediante soluciones hidrotermales. Los pro-cesos de intemperismo permiten su separación del hierro y su ulterior migración, ya que el Mn es fácilmente soluble en aguas que contengan CO2 (Rodríguez-Díaz et al., 2005).

Los procesos hidrotermales y sedimentarios que originan depósitos de Mn tienen lugar en diver-sos regímenes tectónicos y en diferentes am-bientes geoquímicos. Dentro del universo de los depósitos de Mn, los de mayor importancia son los sedimentarios, acumulados en la periferia de cuencas marinas someras, representados fun-damentalmente por los depósitos pertenecientes al modelo Mn estratiforme, actual fuente princi-pal de suministro de Mn a la economía mundial. Mención aparte merecen los nódulos manganí-feros submarinos, los que, por su abundancia en el lecho oceánico mundial, pueden llegar a ser la fuente principal de Mn en el futuro. Se trata de de-pósitos hidrogenéticos, formados por la acreción de coloides de Fe - Mn sobre un sustrato de rocas duras en ambiente de fondo oceánico, aunque también se forman acumulaciones ferro - manga-níferas diagenético-hidrogenéticas por precipita-ción desde las aguas de poros en los sedimentos en proceso de consolidación y desde las aguas marinas ubicadas inmediatamente encima (Hein et al, 2008).

Los depósitos hidrotermales forman lentes, vetas, stockworks y brechas mineralizadas. La minerali-zación se origina a partir la precipitación de óxi-dos o hidróxidos de Mn y Fe relativamente puros a partir de soluciones hidrotermales ascendentes ricas en Mn, relacionadas con actividad volcánica submarina y subaérea. Entre los depósitos hidro-termales figuran los depósitos fósiles y actuales formados a partir de manantiales termales, tan-to en los continentes como en el piso oceánico (volcanogénicos y sedimentario-exhalativos); en dorsales oceánicas, en arcos de islas, así como los relacionados con el volcanismo de intraplaca oceánica (Smirnov, 1982). Este grupo de depó-sitos es el que forma la familia de los depósitos volcanogénicos de Mn. Dentro de la misma se in-clyen tres modelos principales.

• Mn volcanogénico tipo oceánico.• Mn volcanogénico tipo cubano• Mn epitermal.

El primero tiene tres subtipos y aunque fueron objeto de explotación durante las dos guerras mundiales, actualmente su potencial económico es mínimo. El segundo modelo es el de mayor importancia económica, debido a la combinación del tamaño de los depósitos con la elevada ley promedio de Mn de sus menas. El tercer modelo es el único correspondiente a depósitos subaé-reos, los que generalmente son pequeños y su aporte a la producción mundial de Mn es también mínimo.

Los depósitos de Mn volcanogénico tipo cuba-no tienen al segmento cubano del Arco Volcáni-co Sierra Maestra - Cresta Caimán como región tipo mundial de este modelo de depósito, que se localiza tanto en la parte superior de la zona axial del arco como en la cuenca de trasarco situada al norte del mismo. Aquí se han descubierto y ex-plotado una gran cantidad de manifestaciones y depósitos pequeños, aunque también se han hallado varios depósitos de considerable tama-ño (con más de un millón de toneladas de me-na). Varios de estos últimos fueron descubiertos después de 1959, razón por la que, hasta ahora, son poco conocidos fuera de Cuba. Esta minera-lización, como indica el nombre del modelo, se asocia genéticamente con el volcanismo (subma-rino) y se hospeda en rocas volcánicas y volcano-clásticas, preferentemente de composición medio - félsica o medio - máfica, con tendencia a formar grupos de depósitos. Los depósitos más impor-tantes, por la magnitud de los recursos y calidad de la menas, se agrupan en los distritos minera-les Guisa - Los Negros (provincia de Granma) y Cristo - Ponupo - Los Chivos (provincia de San-tiago de Cuba). En el primero se destacan los de-pósitos Charco Redondo, Casualidad, Bueycito y Lucía. En el segundo están El Quinto, Ponupo, Sultana, Balcanes, Barrancas, La Margarita y Los Chivos. El alto grado de estudio alcanzado por estos depósitos en Cuba antes de 1959 (Hayes et al., 1901; Spencer, 1903; Burchard, 1920; Park, 1942; Park y Cox, 1944; Woodring y Davies, 1944; Simons y Straczek, 1958) hizo que los mismos hayan sido utilizados durante muchos años co-mo referencia mundial de su tipo (Mosier y Page, 1988). En general, a pesar del considerable volu-men de menas manganíferas extraídas antes de 1959, particularmente durante la Segunda Gue-rra Mundial, los recursos de mena de Mn dispo-nibles en la región oriental de Cuba aún siguen siendo considerables.

La literatura especializada extranjera recoge ca-sos donde se ha observado la asociación es-pacial y genética entre mineralización sulfurosa

y manganífera dentro de un mismo sistema mi-neral volcanogénico. El depósito Vani (Grecia), hospedado en una secuencia volcanógeno - se-dimentaria calcoalcalina, acumulada en ambiente submarino somero y localmente en condiciones subaéreas, constituye un buen ejemplo de esto (Kilias et al., 2007; Alfieris y Voudouris, 2005; Na-den et al., 2005).

En el caso de los depósitos ubicados en Cuba, se tiene que en el flanco W (sector Melgarejo) del conocido yacimiento del tipo VMS bimodal máfi-co El Cobre, aparece un depósito de óxidos de manganeso, que presenta un espesor total cer-cano a 4 m. Por el flanco yacente este depósito se encuentra encajado en rocas tobáceas altera-das, presentándose nontronita, montmorillonita y zeolitas (stellerita, chabazita y clinoptilolita) como minerales de alteración. En la base de las menas de Mn aparecen cuerpos de jaspes de espesor decimétrico, con intercalaciones delgadas de óxi-dos de hierro y de óxidos de manganeso. Cerca del contacto de los cuerpos de óxidos de Mn con los jaspes se desarrolla la alteración celadoníti-ca, asociada con hematites y goethita. Los cuer-pos minerales de óxidos de Mn tienen en su parte inferior textura brechosa, formada por fragmen-tos de rocas encajantes cementados por óxidos de manganeso, presentándose asímismo menas con textura nodular, compuestas por macfallita y óxidos de Fe y Mn. Más arriba, estos cuerpos pa-san a ser de mena masiva botrioidal de óxidos de Mn, constituida por criptomelano, cementado por agregados muy finos de manganita y groutita. To-do este conjunto es cortado a su vez por vetas, de unos pocos mm de espesor, de macfallita y cuar-zo, interceptadas por vetas aún más tardías de calcita. En este conocido yacimiento de Cu, aun-que la mineralización de Mn ocupa una posición distal con respecto a la de Cu, muestra una evi-dente asociación espacial con la mineralización de sulfuros, que también puede considerarse ge-nética. Esto último es sugerido por la presencia de vetas de laumontita que cortan a la alteración celadonítica infrayacente, así como por la presen-cia de altos contenidos de Mn en las cloritas y epidotas presentes en las vetas anhidrítico - epi-dóticas de la parte superior de este yacimiento. Estos contenidos anómalos, que en las epidotas se aproxima al 1 %, superando en ocasiones es-te valor, dan testimonio del probable enriqueci-miento en Mn del fluido mineralizado durante su interacción con las rocas volcánicas encajantes por las que circulaba (Cazañas, 2000). Por otra parte, en el depósito La Margarita se reporta la presencia de escasos granos de calcopirita y pi-rita de tamaño submicroscópico, dispersos entre

los cristales de celadonita. Igualmente se reporta la presencia de contenidos anómalos de Ba, Sr y Zn. (Cazañas et al., 1998).

Bibliografía

Burkchard, E. F., 1920. Manganese-ore deposits in Cuba. American Transactions, LXIII: 51 - 104.

Cazañas, X., J. C. Melgarejo, P. Alfonso, A. Escu-sa, S. Cuba, 1998. Un modelo de depósito vul-canogénico de manganeso del arco volcánico Paleógeno de Cuba: el ejemplo de la región Cris-to-Ponupo-Los Chivos. Acta Geológica Hispáni-ca, 1998, 33, 1 – 4, pag. 239 – 276. ISBN/ISSN: 0567-7505.

Cazañas, X., 2000. Depósitos volcanogénicos del Arco Paleógeno de la Sierra Maestra. El ejemplo del yacimiento El Cobre. Tesis de Doctorado en Geología. Departament de Cristal-lografía, Mine-ralogía i Depòsits Minerals. Facultat de Geologia. Universitat de Barcelona.

Hayes, V. S., 1901. Reconocimiento geológico de Cuba (minas de Cobre). Inédito. Archivo de la Ofi-cina Nacional de Recursos Minerales. La Haba-na.

Hein, J. R., M. S. Schulz, R. E. Dunham, R. J. Stern, S. H. Bloomer, 2008. Diffuse flow hydrothermal manganese mineralization along the active Ma-riana and southern Izu-Bonin arc system, western Pacific, Journal of Geophysical. Research. 113. 29 p. B08S14, doi.10.1029/2007JB005432.

Park, C. F., 1942. Manganese deposits of Cuba. Geologic investigations in the American republics 1941 - 42. U. S. Geological Survey Bulletin 935 - B: 75 - 97.

Park, C.F. y M. Cox, 1944. Manganese deposit in part of the Sierra Maestra, Cuba. Geologic inves-tigations in the American republics. U. S. Geologi-cal Survey Bulletin 935 - F: 307 - 355.

Rodríguez-Díaz A. A., M. G. Villaseñor-Cabralc, C. Canetd, R. M. Prol-Ledesmad, A. Camprubí. 2005. Clasificación de los yacimientos de manganeso y ejemplos de depósitos mexicanos e internacio-nales. Boletín de Mineralogía 16. 33 – 43. ISSN 0186-470X. http.//www.geocities.com/smexmine-ralogia/

Smirnov, V. I., 1982, Geología de yacimientos minerales. Editorial Mir, Moscú, págs. 171 - 215; 321; 567 - 590.


Spencer, A.C., 1903. Manganese deposits of Santiago de Cuba. US Geological Survey Bulletin 213: 251 - 255.

Simons, F. S., J. A. Straczek, 1958. A geology of the manganese deposits of Cuba. U.S. Geological Survey Bulletin 1057: 1 - 289.

Woodring, W. P., S. N. Davies, 1944. Geology and manganese deposits of Cuisa-Los Negros area. Oriente province, Cuba. Geologic investigations in the American republics 1941 – 43 US Geologi-cal Survey Bulletin 935 - G: 357 – 386.

Mn Volcanogénico Tipo Oceánico

Identificación

Sinónimos. Depósitos submarinos de mangane-so en lutitas - pedernal - lavas espilíticas.

Subtipos de depósitos. Mn tipo Franciscano, Mn tipo Olympic. Mn tipo Chipre.

Productos. Mn

Subproductos. Posible Fe

Tipos de depósitos asociados. Cromitas podi-formes. Hg tipo Terlingua, VMS máfico - ultramá-fico.

Ejemplos mundiales. Ladd (macizo Fran-ciscano, California, USA.). Crescent (Olympic Mountains, Washington, USA.). Troulii, Drapia, Skouriotissa (Chipre).

Ejemplos cubanos. La Ligera (Artemisa).


Ambiente geodinámico. Los subtipos Chipre y Olympic se desarrollan en corteza oceánica obducida y en cuencas de trasarco. El prime-ro asociado a basaltos y sedimentos pelágicos ubicados en posición distal en los flancos de las dorsales centro – oceánicas; el segundo asocia-do con montes marinos relacionados con plumas mantélicas calientes. El subtipo Franciscano se presenta en corteza oceánica obducida, en ba-saltos derivados de dorsales centro – oceánicas y cuencas de trasarco.

Ambiente deposicional. Estos depósitos se en-cuentran en secuencias volcanógeno – sedimen-tarias y sedimentarias submarinas, cercanas a centros volcánicos. Los del subtipo Franciscano incluyen capas delgadas o masivas de silicitas in-tercaladas con lutitas y grauvacas, y están aso-ciados con volcanismo máfico toleítico o alcalino en aguas profundas. Los del suptipo Olympic se relacionan con lentes de calizas arcillosas locali-zados en montes submarinos y sus flancos, den-tro de secuencias de basaltos almohadiformes toleíticos y/o alcalinos. Algunos depósitos se ubi-can dentro de basaltos y en ausencia de calizas. El subtipo Chipre tiene como rocas encajantes a margas, arcillitas, limolitas, silicitas y volcanitas máficas toleíticas, depositadas en los flancos de las dorsales centro – oceánicas, en ambiente abi-sal o de aguas más someras. En general, los de-

pósitos pueden localizarse en situación proximal o distal con respecto a los centros volcánicos a los que se asocian genéticamente, y estar meta-morfizados en la facies de esquistos verdes como consecuencia de la acción ulterior del metamor-fismo regional.

Rocas hospederas y asociadas. Subtipo Fran-ciscano (en orden de abundancia): silicita roja o blanca (predominando la finamente estratificada sobre la masiva), litofango y lutitas, basaltos y esquistos verdes, jaspes, areniscas, grauvacas, tobas, serpentinitas. Subtipo Olympic: basaltos y esquistos verdes, calizas arcillosas rojas, jaspe, litofango, lutita, grauvacas toba riolítica y conglo-merados. Subtipo Chipre: basaltos y esquistos verdes, silicita, arcillita, limolita, lutita, marga, cre-ta, litofango. En pocos casos jaspe, serpentinita y gabro.

Edad de la mineralización. Del Paleozoico al Jurásico para el subtipo Franciscano. Eoceno, o más antiguo, para el subtipo Olympic y Mesozoi-co para el subtipo Chipre.

Forma del depósito. Franciscano: lentes elípti-cos y delgados, concordantes con la estratifica-ción, de 1,2 m a 1200 m de largo, 0,6 m a 450 m de ancho y espesor de 0,1 m a 14 m, con una lon-gitud media de 33 m, ancho de 12 m y espesor de 1,5 m (para 111 depósitos). Olympic: cuerpos elip-soides alargados y delgados, concordantes con la estratificación, cuya longitud varía entre 0,9 m y 366 m, con ancho de 0,3 m a 152 m y espesor entre 0,2 m y 8,5 m. Los valores promedios son (41 depósitos): 14 m de largo, 4,7 m de ancho y 1,5 m de espesor. Tipo Chipre: elipsoides anchos y delgados, con longitudes entre 10 m y 968 m, ancho entre 5 m y 387 m y espesores desde 0,5 m a 33 m. Los valores promedios son (26 depó-sitos): 133 m de largo, 36 m de ancho y 3,9 m de espesor. (Mosier y Page, 1988)

Zonación del depósito. En algunos depósitos del subtipo Franciscano presentan cuarzo, calci-ta, aragonito y barita en brechas bajo el cuerpo mineral principal.

Mineralogía de mena. Subtipo Franciscano. Principales: psilomelano, pirolusita, óxidos de Fe-Mn, manganita, wad. Subordinados: rodocro-sita, neotocita, hausmannita, braunita, rodonita. Raros: bementita, manganita, inesita, calcocita, cuprita, malaquita, Cu nativo, pirita, cinabrio, he-matites. Subtipo Olympic. Principales: bementita, hausmannita, neotocita. Subordinados: inesita, hematites, manganocalcita, rodonita, rodocro-


sita, óxidos de Fe – Mn. Raros: pirolusita, wad, braunita, piedmontita, jabcosita. Puede aparecer cinabrio, Cu nativo y pirita. Subtipo Chipre. Prin-cipales: goethita, maghemita, hidróxidos de Mn amorfos. Raros: pirita.

Los depósitos del subtipo Chipre, a diferencia de los otros dos subtipos, se componen de rocas se-dimentarias ricas en Fe hidratado y en óxidos de Mn, que forman menas ferro – manganíferas, con ausencia de silicatos y carbonatos de Mn (Mosier y Page, 1988).

Mineralogía de ganga. Subtipo Franciscano: cuarzo, calcedonia, celadonita, calcita, siderita, espesartina, estilpnomelano, hollandita, barita. Subtipo Olympic: cuarzo, calcita, barita. Subtipo Chipre: minerales máficos, sílice (cuarzo y otras variedades), carbonatos.

Texturas y estructuras. Subtipo Franciscano: textura masiva, diseminada, colofórmica, botrioi-dal y vetítica. Subtipo Olympic: bandeada, masi-va, laminar, cristalina fina. Estructura colofórmica, esponjosa, algal, de pellets fecales y brechosa. Subtipo Chipre: masiva, de cristalina fina a crip-tocristalina.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, car-bonatización y baritización en fracturas y brechas (subtipo Franciscano); silicificación, hematitiza-ción, carbonatización y baritización en fracturas y grietas (subtipo Olympic).

Controles de mena. Para los subtipos Francis-cano y Olympic: agrietamiento estructural y poro-sidad para que circulen los fluidos hidrotermales y se descarguen en el lecho submarino. Frontera redox en la interfase secuencia submarina - agua de mar. El enriquecimiento supergénico eleva la ley de Mn. Para el subtipo Chipre: depresiones en el paleo-relieve del fondo marino, planos en-tre capas de lavas basálticas. Depresiones tec-tónicamente controladas rellenas de brechas volcánicas. Parte más inferior de la cobertura se-dimentaria del lecho marino.

Modelo genético. Los depósitos se forman co-mo resultado de la circulación de fluidos hidro-termales ascendentes dentro de secuencias volcanógeno - sedimentarias cercanas al lecho marino, que parecen estar controlados por es-tructuras tectónicas lineales. Así, los depósitos de los subtipos Franciscano y Chipre se consideran formados a partir de los fangos hidrotermales que interactúan con el agua de mar al salir al fondo marino a través de las fracturas, en o cerca de las

en la primera mitad del siglo XX, particularmente durante las dos guerras mundiales.

Limitaciones económicas. Existen dos factores limitantes de su potencial económico: el general-mente muy pequeño tamaño de los depósitos y la magnitud de los gastos en su exploración geo-lógica.

Importancia. Actualmente, casi carecen de im-portancia económica. Los del subtipo Chipre, a pesar de su mayor tamaño, presentan una ley de Mn muy baja.

Bibliografía

Mosier, D. L., N. J. Page, 1988. Descriptive and grade – tonnage models of volcanogenic manga-nese deposit in oceanic environments–A modi-fication. US Geological Survey Bulletin 1811. 28 págs.

dorsales centro - oceánicas o en zonas someti-das a esfuerzos extensionales, como cuencas de trasarco o de rift. Los del subtipo Olympic se for-man de modo similar, pero en los alrededores de los puntos calientes ubicados en corteza oceá-nica, representados por montes marinos, dando origen a concreciones y nódulos (Mosier y Page, 1988).


Firma geoquímica. Para los subtipos Francisca-no y Olympic es Mn, Fe, Cu, Hg, Ba; para el sub-tipo Chipre es Mn, Fe, Ni, Cu, Zn, Co.

Firma geofísica. Los métodos electromagnéti-cos pueden detectar cuerpos minerales de Mn debido a sus propiedades conductoras, parti-cularmente si estos se hallan a profundidades someras. También es efectiva la gravimetría en función del contraste de densidad entre estos y el medio encajante. No obstante, el generalmente pequeño tamaño de los cuerpos hace muy difícil su detección.

Otras guías de exploración. No tiene.


Ley y tonelaje. Subtipo Franciscano (181 depósi-tos): para el 90 percentil la masa de mena ascien-de a 13 toneladas, con 20 % de Mn. Para el 50 percentil la masa de mena es de 450 toneladas, con 36 % de Mn. Para el 10 percentil la masa de mena asciende a 15 mil toneladas, con 51 % de Mn. Los mayores depósitos tienen de 600 mil a 800 mil toneladas de mena. Subtipo Olympic: pa-ra el 90 percentil la masa de mena es de 3 tonela-das, con 20 % de Mn. Para el 50 percentil la masa de mena es de 340 toneladas, con 35 % de Mn y para el 10 percentil la masa de mena asciende a 350 mil toneladas de mena, con 50 % de Mn. El mayor depósito conocido tiene 500 mil toneladas de mena. Subtipo Chipre: para el 90 percentil la masa de mena asciende a 1100 toneladas, con 3 % de Mn y 26 % de Fe. Para el 50 percentil la masa de mena es de 41 mil toneladas, con 8 % de Mn y 33 % de Fe y para el 10 percentil la ma-sa de mena asciende a 1,5 millones de toneladas de mena, con 13 % de Mn y 41 % de Fe. El ma-yor depósito conocido tiene 3 millones de tonela-das de mena (Mosier y Page, 1988). La pequeña magnitud de la mayoría de las cifras correspon-dientes a la masa de mena tiene su origen en el hecho de que la gran mayoría de los depósitos de Mn de este tipo fueron descubiertos y explotados


Mn Volcanogénico Tipo Cubano

Identificación

Sinónimos. No tiene


Productos. Mn

Subproductos. No tiene

Tipos de depósitos asociados. VMS bimodal máfico. VMS félsico (subtipo bimodal félsico).

Ejemplos mundiales. Vani (Milos, Grecia), Nam-bu (Fiji). Ver ejemplos cubanos.

Ejemplos cubanos. El Quinto, Barrancas - Ponu-po IV – Sultana, La Margarita (Santiago de Cuba), Ponupo – Manacal, Charco Redondo (Granma).


Ambiente geodinámico. Se presenta en arcos volcánicos insulares y sus cuencas de trasarco, asociados a cuerpos intrusivos básicos y medios, aunque también pueden relacionarse con intrusi-vos ácidos y rocas efusivas, así como a centros volcánicos.

Ambiente deposicional. Surtidores calientes en el fondo marino, dentro de secuencias de tobas y rocas piroclásticas medias y félsicas, acompaña-das por calizas. Se asocian con domos y cuerpos intrusivos relacionados a centros volcánicos en ambiente submarino somero, aunque puede ser también de aguas profundas.

Rocas hospederas y asociadas. Rocas volca-nógenas toelíticas y calcoalcalinas, de máficas a félsicas. En orden de abundancia las rocas hos-pederas principales son: tobas, areniscas tobá-ceas y tufitas (andesíticas dacíticas y riolíticas), calizas, brechas, conglomerados, litofango, lutita, areniscas fosilíferas y silicita. Los conglomerados contienen clastos –de redondeados a angulo-sos– con matriz tobácea. Las calizas también son tobáceas, de masivas a finamente estratificadas.

Edad de la mineralización. Del Cámbrico al Cuaternario.

Forma del depósito. Cuerpos tabulares y len-ticulares, concordantes con la estratificación. También pueden ser irregulares, vetíticos y de stockwork, discordantes con la secuencia enca-

jante. En general, los cuerpos minerales pueden ser de mena masiva o de rocas piroclásticas ce-mentadas por minerales de Mn.

Su longitud oscila entre 1,5 m y 2900 m, con un ancho desde 0,4 m a 470 m y un espesor de 0,1 m a 15 m. La longitud promedio es de 99 m, el an-cho de 38 m y el espesor promedio es de 2,1 m (Mosier y Page, 1988).

Zonación del depósito. De abajo hacia arriba un depósito estratiforme típico presenta: 1) una zona inferior de intensa alteración hidrotermal, repre-sentada fundamentalmente por celadonitización. 2) jasperoides masivos de hasta varias decenas de centímetros de espesor, de coloración rojiza y parduzca, muchas veces lenticulares. 3) menas masivas de Mn. 4) menas pobres, compuestas por rocas encajantes bien estratificadas, cemen-tadas por minerales de Mn o con cuerpos nodula-res de Mn dispersos dentro de ellas. Asociada con este tipo de mineralización suele aparecer argiliti-zación (montmorillonita) y zeolitización (heulandi-ta). 5) en la parte más alta del depósito aparece la zona de hematitización (hematites), que le confie-re a las rocas encajantes un característico color rojo violáceo. El espesor de cada una de las zo-nas mencionadas es variable y algunas pueden no estar presentes en un depósito dado (Caza-ñas y Melgarejo, 1998).

Mineralogía de mena. Principales: todorokita, crip-tomelano, pirolusita. Subordinados: bementita, brau-nita, rancieita, manganita, piroxmangita, hollandita, coronadita, manganocalcita, orientita, piedmon-tita, inesita. Raros: wad, hausmannita, rodonita, ramsdelita, rodocrosita. Pueden aparecer hemati-tes, magnetita, pirita, calcopirita, cuprita, malaqui-ta, Cu nativo y calcocita. En los cuerpos minerales vetíticos aparecen hausmannita, braunita, be-mentita y pirolusita.

Estos depósitos se distinguen de otros depósitos volcanogénicos de Mn por la ausencia o esca-sez de carbonatos de Mn. Así, la rodocrosita está reportada en solo dos depósitos, uno en Califor-nia y el otro en Turquía. Tampoco se ha reportado cinabrio en los depósitos de este tipo (Mosier y Page, 1988). El tamaño de los granos minerales va de fino a grueso. En depósitos recientes apa-recen todorokita, buserita, birnessita y vernadita.

Mineralogía de ganga. Cuarzo, calcedonia, jas-pe, calcita, barita, ópalo, siderita, ankerita, pla-gioclasa, halloysita, caolinita, dolomita y biotita. Puede aparecer espesartina y albita.

Texturas y estructuras. Textura masiva, dise-minada, nodular, botrioidal, de cementación, ve-títica y brechosa. Dendrítica, botrioidal, nodular, laminar y fibrosa en los depósitos actuales. Es-tructura acicular y de mosaico (Hein et al., 2008).

Alteraciones hidrotermales. Argilitización (mont-morillonita), celadonitización (celadonita, nontronita, analcima), zeolitización extensiva y estructural-mente controlada. Hematitización. Puede haber cloritización, carbonatización, baritización y alte-ración laumonítica. La hematitización suele pre-sentarse por encima de los cuerpos minerales.

La celadonitización se desarrolla preferencial-mente por debajo de los depósitos de Mn. La ce-ladonita es en realidad una familia de minerales de alteración del grupo de las micas, que produ-ce una coloración verde en las rocas, por lo cual tiende a confundirse, a primera vista, con la clo-rita, mineral totalmente ausente en la zona de alteración que rodea a estos depósitos. Esta co-loración se produce en condiciones submarinas como resultado del reemplazamiento de los mi-nerales máficos y del vidrio volcánico, así como del relleno de cavidades vacías. En los depósitos cubanos, la celadonita generalmente se presen-ta en cristales tabulares, de tamaño criptocristali-no a microcristalino. Su color varía, en función de su contenido de Fe, entre el verde claro y el ver-de esmeralda. La montmorillonita presente, por su parte, suele ser de grano muy fino. Es común también que los feldespatos estén muy alterados a analcima dentro de esta zona de alteración (Ca-zañas et al., 1998).

Controles de mena. Agrietamiento estructural y porosidad para que circulen los fluidos hidroter-males y se descarguen en el lecho submarino. Frontera redox en la interface secuencia submari-na – agua de mar. El enriquecimiento supergéni-co eleva la ley de Mn.

Modelo genético. Se originan cuando los flui-dos hidrotermales enriquecidos con Mn, que as-cienden a lo largo de zonas fracturadas y a través de rocas porosas y permeables, se mezclan con agua marina, más o menos oxigenada, suceso que desencadena la formación de minerales de mena de este metal. Estos fluidos están enrique-cidos en CaCl2, Mn y Fe producto de la lixiviación de rocas volcánicas medias y máficas. Asimismo, presentan alta fugacidad de oxígeno y baja de azufre, al menos cuando se aproximan al sitio de descarga en el fondo marino. El carácter oxidiza-do del fluido es demostrado por la abundancia de celadonita y la ausencia de clorita entre los mine-

rales de alteración, dado que en el primer caso abunda el Fe trivalente, mientras en el segundo, el Fe es divalente. (Cazañas et al., 1998).

Durante su aproximación al sitio de deposición de mena, estos fluidos hidrotermales generan la al-teración celadonítica, proceso durante el cual la mayor parte del Fe transportado queda fijado en las celadonitas, de modo que mientras el Mn per-manece en la solución, el Fe se precipita, produ-ciéndose así la separación de estos dos metales. Finalmente, la solución hidrotermal se descarga en forma de pluma diluida en agua marina o en forma de flujo difuso a través de los poros, espa-cios intergranulares y grietas vacías de las rocas volcanógeno - sedimentarias cercanas al lecho marino, para precipitar los minerales de Mn en ubicaciones más o menos distales en relación con el surtidor hidrotermal, en cuya vecindad in-mediata pueden depositarse los sulfuros y sulfa-tos.

El señalado fraccionamiento entre el Fe y el Mn ha sido confirmado en el arco volcánico insular contemporáneo sumergido de las islas Marianas (Océano Pacífico occidental), donde los depó-sitos estratiformes y estrato-controlados de Mn presentan poco Fe, mientras que los de magneti-ta-siderita contienen poco Mn (Hein et al., 2008). Los minerales de Mn se precipitan preferencial-mente en zonas adyacentes a fracturas y fallas, a lo largo de los planos de estratificación y en se-dimentos de grano grueso, especialmente si son sobreyacidos por otros de grano fino.

La formación de sínter silíceo (jaspe) tiene lugar mediante procesos exhalativos durante períodos de inactividad volcánica, tal como se desprende de la ausencia de material piroclástico dentro de él, a pesar de que puede alcanzar un espesor im-portante. Esto último también sugiere que ellos se forman en un período de tiempo relativamente breve.

El proceso de deposición de las menas de Mn en este tipo de depósito comienza con la formación de óxidos criptocristalinos amorfos, como resul-tado de la rápida oxidación y precipitación de Mn presente en una mezcla de fluidos hidrotermales mineralizados con agua marina de poro oxige-nada. Esta precipitación puede ser mediada o catalizada por la participación de bacterias, tal como sucede en las plumas hidrotermales oxi-genadas (Cowen et al., 1986, 1990) y en am-bientes de deposición en aguas someras, dentro de la zona fótica; esto es, a profundidades me-nores de 200 m - 300 m, donde bacterias y hon-


gos pueden oxidar Mn+2 a Mn+4 vía fotosíntesis, lo que posibilita la precipitación de los óxidos (Kilias et al., 2007).

Los óxidos de Mn microcristalinos y cristalinos por su parte reflejan una cinética de reacción más lenta, que puede ser consecuencia de un menor grado de oxigenación de las aguas de poro, un menor contenido de Mn en el fluido mineraliza-do o de un mayor tiempo de precipitación de la mena. El carácter pulsante del proceso de mine-ralización, con pulsos alternos de inyección y ce-se de entrada del fluido hidrotermal, se refleja en la presencia de intercalaciones de óxidos cripto-cristalino amorfos y de óxidos microcristalinos y cristalinos dentro de las menas laminadas y bo-trioidales de óxidos de Mn, así como en la alter-nancia de capas masivas (precipitación rápida) y poroso - fibrosas (precipitación lenta). Por otro lado, la diferencia observada en el contenido de Mn entre los óxidos cristalinos y los criptocristali-nos amorfos (22 % - 47 % vs. 9% - 17 %) refleja el considerablemente mayor contenido de agua y el menor tamaño de las partículas mineralizadas en el segundo caso. Este elevado contenido de agua se deriva de la alta capacidad de adsorción de agua de los óxidos criptocristalinos amorfos, a su vez resultante de la muy elevada porosidad y de los desbalances de carga eléctrica provoca-dos por el extremadamente pequeño tamaño de las partículas minerales (Hein et al., 2008). De este modo, la mineralización se inicia con la ce-mentación de granos de roca encajante con óxi-dos de Mn, lo cual es seguido por el desarrollo de anillos minerales alrededor de los granos cemen-tados. A medida que continúa la precipitación de óxidos de Mn y se va reduciendo la porosidad, el movimiento de los fluidos mineralizantes se vuel-ve más confinado a fracturas, fallas y planos de estratificación, donde la permeabilidad es mayor. Esta superior focalización de la circulación per-mite la formación de menas de alta ley en capas estrato-controladas, fracturas y cavidades. En es-tos lugares, los poros llegan a ser completamente rellenados por mineral, donde también se produ-ce el reemplazamiento completo de los granos de roca encajante. Las observaciones indican igual-mente que los cuerpos minerales se forman de arriba hacia abajo, de modo que los granos mi-nerales de su parte más elevada son más viejos que los de la parte inferior (Hein et al., 2008).

La presencia de brechas y fracturas dentro de las menas demuestran la ocurrencia de repetidos episodios de fracturación y mineralización, en las que se observan reiterada fracturación y sellado de grietas. Este proceso de fracturación y relleno

puede ser inducido tanto por fracturación hidráuli-ca como por actividad sísmica. Igualmente, la for-ma compacta y perfectamente encajada en que se presentan los botrioides en las menas masi-vas indica la ausencia de transporte mecánico de estos por corrientes marinas de fondo.

La generalizada ausencia de carbonatos de Mn indica que las aguas marinas del fondo, en las que se descargaban las soluciones hidroterma-les mineralizadas, estaban bien oxigenadas. En aquellos raros casos donde se presentan estos minerales, puede pensarse en la presencia de un ambiente submarino más o menos anóxico en la zona de descarga del sistema hidrotermal, o en un estado más reducido de los fluidos mine-ralizantes. Por otro lado, en cuanto al rango de temperaturas dentro del cual ocurre la minerali-zación, de acuerdo con la información mineraló-gica, así como de inclusiones fluidas disponible, parece estar entre los 300 0C y menos de 100 0C (Cazañas et al., 1998; Hein et al., 2008; Kilias et al., 2007). En la amplitud del rango de temperatu-ras observado influye el fuerte gradiente térmico establecido entre el fluido hidrotermal emergente y las aguas frías del fondo marino, lo cual posibili-ta la presencia de minerales de baja temperatura muy cerca de otros formados a más alta tempe-ratura. En cuanto a la salinidad de las soluciones, estas presentan un amplio rango, que varía de 0,1 % hasta 17 % (en peso) de NaCl + MgCl equi-valente (Kilias et al., 2007).

Durante los períodos de actividad volcánica se produce simultáneamente la acumulación de ro-cas piroclásticas y la descarga de fluidos hidro-termales ricos en Mn, en los que tiene lugar la formación de menas pobres en Mn, constituidas por material piroclástico cementado por minera-les de Mn. Así, al finalizar cada período de ac-tividad volcánica, siempre que se mantenga la descarga de suficiente cantidad de fluido mine-ralizante, podrán formarse nuevos cuerpos de menas masivas de Mn. Este es el origen de la existencia de varios niveles de mineralización su-perpuestos dentro de la secuencia encajante. La presencia de fósiles bentónicos en la posición en que fueron sorprendidos por la muerte (Cazañas et al., 1998), indica la reanudación de las emisio-nes de material piroclástico, con el consecuente enterramiento de la fauna bentónica y el cese de la deposición de mena masiva.

Finalmente, con el agotamiento de la fuente de calor del sistema y el enfriamiento de los fluidos hidrotermales, estos dejan de transportar Mn y solo transportan Fe, el cual puede precipitarse en

forma de hematites y laumonita, generando las zonas de hematitización presente hacia la parte superior de los depósitos.

En el caso de los cuerpos vetíticos discordantes, estos suelen relacionarse con el desarrollo de fa-llas sinsedimentarias contemporáneas con el pro-ceso de mineralización (Cazañas et al., 1998).

La presencia de bajos contenidos de Mg puede ser indicativa de una posición más proximal del depósito de Mn con respecto al surtidor hidroter-mal, debido a que el Mg es retirado de la solución mineralizada durante su reacción con las rocas encajantes, lo que da lugar al desarrollo de la al-teración argílica a través de la formación de sili-catos de Mg, minerales generalmente arcillosos. En cambio, los depósitos formados en posiciones más distales presentan contenidos relativamente más elevados como resultado de la mezcla de los fluidos con agua de poros y agua marina. Por otra parte, la presencia de un relativamente elevado contenido de Na puede indicar que la deposición de la mena ocurrió cerca o en el fondo marino, mientras elevados contenidos de Ca pueden re-flejar una fuente sedimentaria carbonatada para este elemento. Alternativamente, la presencia de altos contenidos de Mg, Na y Ca pueden mostrar un proceso de adsorción, de carácter epigenéti-co, de estos elementos, como resultado de la ex-posición directa de la mena al agua marina libre, es decir, cuando el cuerpo mineral aflora en el lecho submarino (Hein et al., 2008).

Otro aspecto de mucho interés es la relación genética que existe entre este tipo de depósito volcanogénico de Mn y los de sulfuros masivos volcanogénicos, particularmente los de tipo bimo-dal máfico y félsico, con los cuales comparte am-biente geodinámico y rocas hospederas. Como ya se ha indicado, los depósitos de Mn de este tipo se forman a diferentes distancias de la parte cen-tral del sistema hidrotermal volcánico submarino, donde tiene lugar la formación de los VMS. En es-te sentido, se ha considerado que la presencia de altos contenidos de Zn en las menas de Mn pue-de constituir un importante indicador geoquímico de cercanía a depósitos VMS (Boyd et al., 1993). Igualmente, pueden considerarse indicadores de proximidad a sulfuros masivos la presencia en las menas manganíferas de altos contenidos de Li, Cu, Pb, Mo y Cd, así como Co y Ni, a lo cual pue-den agregarse valores deprimidos de Mg.

En relación con lo anterior, Hein et al. (2008) plan-tean que en grandes sistemas hidrotermales, de cientos de metros a varios kilómetros de longitud,

el calor de los cuerpos magmáticos puede gene-rar fluidos hidrotermales de alta temperatura, los cuales precipitan sulfuros y sulfatos en forma de humos negros y blancos en el lecho marino, ca-sos en los cuales el Mn es lanzado directamente a la columna de agua marina. En cambio, si tran-sita a un régimen de baja temperatura antes de alcanzar el sitio de descarga, entonces también puede generar flujo difuso de baja temperatura y precipitar óxidos de Mn en lechos marinos ubi-cados a profundidades someras. Respecto a ello, cabe destacar que algunos depósitos de Mn de este tipo, como Ohe (Japón) son ricos en metales bases y preciosos (Mosier y Page, 1988).

El depósito Vani (Grecia), hospedado en una se-cuencia volcanógeno - sedimentaria calcoalcali-na, acumulada en ambiente submarino somero y localmente en condiciones subaéreas, constitu-ye un buen ejemplo de mineralización, espacial y genéticamente relacionada, de Mn y sulfuros de metales base. Esta mineralización de Mn consis-te en cuerpos minerales lenticulares, laminares y en nódulos y costras, agrupados en tres niveles mineralizados, así como en forma de cuerpos ve-títicos que cortan rocas encajantes subyacentes, cuerpos minerales estrato-controlados y rocas encajantes suprayacentes. Esta mineralización de óxidos de Mn (holandita, romanechita, todo-rokita y vernadita) tiene asociada silicificación, sericitización, caolinitización, cloritización y ar-gilitización, con presencia de adularia, montmo-rillonita y pirita diseminada (Kilias et al., 2007). Por debajo –y no lejos– de la mineralización de Mn, dentro del mismo sistema mineral, se pre-senta una mineralización polimetálica compuesta por esfalerita, pirita, galena, calcopirita, polibasi-ta, tetrahedrita argentífera y bornita, más tempra-na que la mineralización de óxidos de Mn. Esta mineralización sulfurosa también es sobreyacida por zonas con mineralización de barita. Lo ante-rior sugiere que el depósito de Mn, Vani, consti-tuye el producto final de la evolución de un gran sistema epitermal de Pb - Ag - Mn (Alfieris y Vou-douris, 2005) o hibrido VMS - epitermal (Naden et al., 2005).

En el caso de los depósitos ubicados en Cuba, en el flanco W (sector Melgarejo) del conocido depósito del tipo VMS bimodal máfico El Cobre, aparece una zona mineralizada con óxidos de manganeso, que presenta un espesor total de al-rededor de 4 m. Por el flanco yacente se encuen-tra encajada en rocas tobáceas alteradas, con presencia de nontronita, montmorillonita y zeoli-tas (stellerita, chabasita y clinoptilolita) como mi-nerales de alteración. En la base de las menas


de Mn aparecen cuerpos de jaspes con espesor decimétrico, con intercalaciones delgadas de óxi-dos de hierro y de óxidos de manganeso. Cerca del contacto de los cuerpos de óxidos de Mn con los jaspes se desarrolla la alteración celadonítica, asociada con hematites y goethita. Los cuerpos minerales de óxidos de Mn tienen en su parte in-ferior textura brechosa y se encuentran formados por fragmentos de rocas encajantes cementados por óxidos de manganeso. También se presen-tan menas con textura nodular, compuestas por macfallita y óxidos de Fe y Mn. Más arriba, estos cuerpos pasan a ser de mena masiva botrioidal de óxidos de Mn, constituida por criptomelano ce-mentado por agregados muy finos de manganita y grouthita. A su vez, todo este conjunto es cortado por vetas, de unos pocos milímetros de espesor, de macfallita y cuarzo, interceptadas por vetas –aún más tardías– de calcita. En este yacimiento, la mineralización de Mn ocupa una posición distal con respecto a la de sulfuros, con la que tiene una evidente asociación espacial, que también puede considerarse genética. Esto último es sugerido por la presencia de vetas de laumonita que cor-tan a la alteración celadonítica infrayacente, así como por la presencia de alto contenido de Mn en las cloritas y epidotas, presentes en las vetas anhidrítico epidóticas de la parte superior de es-te yacimiento; contenidos que en las epidotas es cercano al 1%, aunque en ocasiones supera este valor, lo que es testimonio del probable enrique-cimiento en Mn del fluido mineralizado durante su interacción con las rocas volcánicas encajantes por las que circulaba (Cazañas, 2000). Por otra parte, en el depósito La Margarita se reporta la presencia de escasos granos de calcopirita y pi-rita, de tamaño submicroscópico, dispersos ente los cristales de celadonita. También se reporta la presencia de contenidos destacados de Ba, Sr y Zn. (Cazañas et al., 1998).


Firma geoquímica. Mn, Fe, Cu, Ba

Firma geofísica. Los métodos electromagnéticos pueden detectar cuerpos minerales de Mn debido a sus propiedades conductoras, particularmente si se hallan a profundidades someras. También es efectiva la gravimetría en función del contraste de densidad entre estos y su medio encajante. No obstante, los cuerpos de pequeño tamaño son di-fíciles de detectar.

Otras guías de exploración. La coloración rojiza de las rocas encajantes puede indicar proximidad a los cuerpos minerales.


Ley y tonelaje. Para un total de 84 depósitos considerados en el análisis, la masa de mena pa-ra el 90 percentil asciende a 210 toneladas, con 25 % de Mn; para el 50 percentil es de 6400 to-neladas con 39 % de Mn, mientras que para el 10 percentil la masa de mena asciende a 190 mil to-neladas, con 63 % de Mn. Los mayores depósitos tienen entre 1 y 2 millones de toneladas de mena (Mosier y Page, 1988). En Cuba se conocen ac-tualmente depósitos con más de 3 millones de to-neladas (La Margarita) y 5 millones de toneladas (Barranca - Ponupo IV - Sultana).

Limitaciones económicas. El tamaño reducido de los depósitos suele constituir un obstáculo pa-ra su asimilación económica.

Importancia. Su aporte actual a la producción mundial de Mn es muy pequeño. Son los de ma-yor importancia entre los depósitos de la familia del Mn volcanogénico.

Bibliografía

Alfieris, D., P. Voudouris, 2005. Ore mineralogy of transitional submarine to subaerial magmati-chydrothermal deposits in Western Milos, Gree-ce. Au-Ag-Te-Se deposits IGCP Project 486, 2005 Field Workshop, Kiten, Bulgaria, 14-19 Septem-ber 2005. Geochemistry, Mineralogy and Petrolo-gy 43. 6 págs. Academia de Ciencias de Bulgaria. Sofía.

Boyd, T., S. D. Scott, R. Hekinian, 1993. Trace ele-ment patterns in Fe-Si-Mn oxyhydroxides at three hydrothermally active seafloor regions, Resour-ces Geology. Special Issue, 17: 83– 95.

Cazañas, X., J. C. Melgarejo, 1998. Introducción a la metalogenia del Mn en Cuba. Acta Geologica Hispanica, 33 (1 - 4): 215 - 237.

Cazañas, X., 2000. Depósitos volcanogénicos del Arco Paleógeno de la Sierra Maestra. El ejemplo del yacimiento El Cobre. Tesis de Doctorado en Geología. Departament de Cristal-lografía, Mine-ralogía i Depòsits Minerals. Facultat de Geologia. Universitat de Barcelona.

Cazañas, X., J. C. Melgarejo, P. Alfonso, A. Escu-sa, S. Cuba, 1998. Un modelo de depósito vol-canogénico de manganeso del arco volcánico Paleógeno de Cuba. El ejemplo de la región Cris-to – Ponupo – Los Chivos. Acta Geologica Hispa-nica, 33 (1 - 4):239 - 276.

Cowen, J. P., G. J. Massoth, E. T. Baker, 1986. Bacterial scavenging of Mn and Fe in a mid- to far-field hydrothermal particle plume, Nature, 322: 169 - 171, doi. 10.1038/322169a0.

Cowen, J. P., G. J. Massoth, R. A. Feely, 1990. Sca-venging rates of dissolved manganese in a hydro-thermal vent plume, Deep Sea Res., Part A, 37: 1619 – 1637, doi.10.1016/0198-0149(90)90065-4.

Hein, J. R., M. S. Schulz, R. E. Dunham, R. J. Stern, S. H. Bloomer, 2008. Diffuse flow hydrothermal manganese mineralization along the active Ma-riana and southern Izu-Bonin arc system, western Pacific, Journal of Geophysical. Research, 113. 29 págs. B08S14, doi. 10.1029/2007JB005432.

Kilias, S. P., K. Detsi, A. Godelitsas, M. Typas, J. Naden, Y. Marantos, 2007. Evidence of Mn-oxide biomineralization, Vani Mn deposit, Milos, Gree-ce. En C.J. Andrew et al eds., Proceedings of the Ninth Biennial SGA Meeting, Dublin 2007: 1069 – 1072.

Mosier, D. L., N. J. Page, 1988. Descriptive and grade - tonnage models of volcanogenic manga-nese deposit in oceanic environments–A modi-fication. US Geological Survey Bulletin 1811. 28 págs.

Naden, J., S. P. Kilias, D. B. F. Darbyshire, 2005. Active geothermal systems with entrained seawa-ter as analogues for transitional continental mag-matohydrothermal and volcanic-hosted massive sulfide mineralization-the example of Milos island, Greece. Geology 33: 541-544.


Mn Epitermal

Identificación

Sinónimos. No tiene


Productos. Mn

Subproductos. No tiene

Tipos de depósitos asociados. Au - Ag epiter-mal de baja sulfuración. Au - Ag Epitermal de alta sulfuración.

Ejemplos mundiales. Santa Rosa, El Gavilán (Méjico), Gloryana, distrito mineral Luis Lopez (New Mexico, USA.), Sardegna (Italia), Jokoku (Hokkaido, Japón).



Ambiente geodinámico. Arcos volcánicos insu-lares y cordilleranos, cuencas extensionales su-baéreas asociadas.

Ambiente deposicional. Secuencias volcáni-cas medias y ácidas someras en ambiente pre-ponderantemente subaéreo, asociadas a centros volcánicos, las cueles pueden descansar sobre basamento sedimentario, metamórfico, o ígneo.

Rocas hospederas y asociadas. Lavas, bre-chas, tobas y conglomerados andesíticos, dací-ticos y riolíticos. También pueden ser basálticos.

Edad de la mineralización. Cenozoico.

Forma del depósito. Los cuerpos minerales son vetíticos y están formados por óxidos de Mn, que rellenan espacios abiertos en fracturas, cavida-des y brechas, formando manchas y costras del-gadas en la superficie de las rocas encajantes. La longitud de los cuerpos minerales suele ser inferior a los 1000 m por el rumbo (Mosier y Cam-pbell, 1986), con un espesor que oscila entre 0,5 m y 4,5 m.

Zonación del depósito. La mena puede presen-tar estratificación mineralógica de algunos milí-metros de espesor.

Mineralogía de mena. Principales: psilomelano. Subordinados: rodocrosita, braunita, manganita,

criptomelano, romanechita, wad, hollandita, co-ronadita, manganocalcita, hematites, limonita, pi-rolusita, ramsdellita, magnetita, goethita, barita. Raros: galena, esfalerita, pirita, pirrotita, calcopi-rita, freibergita, argentita, acantita, pirargirita, Au nativo y Ag nativa. Pueden aparecer litioforita, bir-nesita y todorokita.

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, cal-cedonia, calcita, ópalo. Subordinados: cristobali-ta, feldespato K, barita, fluorita, yeso, anhidrita, zeolita. Puede aparecer clorita, rutilo y zircón.

Texturas y estructuras. Textura estratificada, masiva, fibrosa, botrioidal, bandeada, nodular, di-seminada, masiva, reniforme, colofórmica.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación y argi-litización, con predominio de la caolinitización en esta última. La silicificación puede extenderse a varios cientos de metros por el rumbo.

Controles de mena. Fallas y fracturas relaciona-das con estructuras volcano-tectónicas.

Modelo genético. Los depósitos de Mn son de-positados en fracturas ubicadas cerca de la su-perficie, en la periferia de sistemas geotérmicos, donde los fluidos pueden enfriarse y entrar en ebullición. El Mn puede ser transportado en solu-ción, en condiciones reductoras y ácidas. La tem-peratura de los fluidos hidrotermales varía entre 400 0C y 108 0C. La ebullición ocurre a profun-didades someras (450 m - 700 m), acompaña-da por fracturación hidráulica. La mineralización puede tener lugar en más de un pulso, repre-sentado por el ciclo formado por la apertura de cavidades, relleno de ellas y reapertura por frac-turación, como ocurre en otros tipos de depósitos epitermales. Este proceso tiene lugar a tempera-turas superiores a 200 0C. Estos fluidos son ori-ginados por aguas meteóricas de baja salinidad (4 % - 5,5 % de NaCl equivalente, si bien pue-de alcanzar hasta 12,5% de NaCl equivalente). En ocasiones aparecen dos fluidos con distintas salinidades: uno salino atrapado en la secuencia encajante y, el otro de aguas meteóricas menos salinas (Norman et al., 1983; Rodríguez-Díaz et al., 2010). Al igual que en el caso de los depósitos de Mn volcanogénicos del tipo cubano durante la descarga de los fluidos hidrotermales ocurre un importante fraccionamiento entre Fe y Mn.

La diferencia entre los depósitos epitermales de Mn y los de otros tipos radica en el carácter al-tamente oxidizado, con ausencia de H2S, de los fluidos hidrotermales que los originan, cosa que

ocurre en sistemas geotermales someros de cor-ta vida, sin extensa interacción fluido - roca. Estos fluidos también oxidan Fe presente en las rocas volcánicas encajantes, con la subsiguiente depo-sición de hematites, pero nunca en equilibrio con estas rocas. Si el sistema tiene una vida más pro-longada y es extenso, adquirirá el H2S y será más reducido. En tales casos, podrá transportar y de-positar metales base, Au y Ag.

La fuente de Mn es la secuencia de rocas vol-cánicas encajante, de donde el fluido hidrotermal lo lixivia como Mn+2 poco después de ocurrida la erupción que expulsó el material que las forma. Este metal es luego, durante la formación de las menas, oxidado a Mn+4 (Norman et al., 1983).

El Mn se concentra más rápido en las rocas má-ficas. A su vez, estas rocas son más rápidamente descompuestas por el intemperismo. Este hecho condiciona la menor durabilidad de estos depósi-tos a través del tiempo geológico.


Firma geoquímica. Fe, Mn, Ba, Sr, Sb, Cu, Zn, Mo, Li, Tl, W. En algunos casos puede aparecer Co, Ni, Au, Ag, As y Hg.

Firma geofísica. Los métodos electromagnéticos pueden detectar cuerpos minerales de Mn debido a sus propiedades conductoras, particularmen-te si estos se hallan a profundidades someras. También es efectiva la gravimetría en función del contraste de densidad entre estos y el medio en-cajante. No obstante, el generalmente pequeño tamaño de los cuerpos dificulta su detección.

Otras guías de exploración. Las rocas silicifica-das pueden generar rasgos positivos en el relie-ve.


Ley y tonelaje. Para el 90 percentil, la masa de mena es de 2 400 toneladas, con 20 % de MnO. Para el 50 percentil, la masa de mena asciende a 25 mil toneladas, con 30 % de MnO, mientras que para el 10 percentil, la masa de mena asciende a 260 mil toneladas, con 42 % de MnO. Los depó-sitos pueden contener hasta 1,5 millones de t de mena (Mosier, 1986)

Limitaciones económicas. Los depósitos sue-len ser pequeños

Importancia. Su aporte al abastecimiento de Mn es muy pequeño

Bibliografía

Mosier, D. L., 1986, Grade and tonnage model of epithermal Mn, in Cox, D. P., D. A. Singer, eds., Mineral deposit models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693: 166-167.

Mosier D. L., D. L. Campbell, 1986. Epithermal Mn deposits, in Cox, D. P., D. A. Singer, eds., Mineral deposit models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693: 170 - 173

Norman, D. I., K. Bazrafshan, T. L. Eggleston, 1983. New Mexico Geological Society Guide-book, 34th Field Conference, Socorro Region II: 247 – 251.

Rodríguez–Díaz, A. A., D. Blanco–Florido, C. Ca-net, F. Gervilla–Linares, E. González–Partida, R. M. Prol–Ledesma, S. Morales–Ruano, M. García–Vallès, 2010. Metalogenia del depósito de man-ganeso Santa Rosa, Baja California Sur, México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 62 (1). Versión On-line ISSN 1405-3322.


Familia de los Depósitos de Óxidos de Hierro – Cobre - Oro (IOCG)

Con el descubrimiento del yacimiento Olympic Dam (Australia) en 1975, surgió un nuevo modelo de depósito, que, con el paso del tiempo, comen-zó a ser denominado IOCG (Óxidos de Hierro - Cobre - Oro, por sus siglas en inglés). En realidad, la denominación Óxidos de Fe - Cu - Au no refle-ja totalmente la composición característica de las menas de estos depósitos, pues ellos son desde puramente ferrosos hasta ferroso - polimetálicos.

Los principales rasgos distintivos de los depósi-tos del tipo IOCG son.

• Mineralización de óxidos de Fe (magnetita y/o hematites) pobre en Ti, acompañada, en menor o mayor grado, por mineralización de Cu, Au, U, P y/o elementos de tierras raras (ETR).

• Asociación con una alteración alcalino – cálci-ca, que incluye proporciones muy variables de albita, feldespato K y/o biotita junto a otros mi-nerales.

• Sus menas son de tipo magmático e hidroter-mal y suelen mostrar un fuerte control tectónico (fallas y zonas de cizalla). También pueden ex-hibir o no diferencias de edad en relación con los intrusivos cercanos a ellos.

• Su mineralogía de ganga se asemeja, en me-nor o mayor grado, a la de exoeskarn, principal-mente a la de su etapa regresiva.

• Las menas suelen ser masivas, brechosas y diseminadas.

• Relación con secuencias volcánicas y con cuerpos intrusivos oxidizados (serie magneti-ta), los cuales aportan calor al sistema, aunque no siempre es clara o fácil de identificar.

• Muchos depósitos muestran relación espacial y temporal general con batolitos granitoides, ubicados en ambientes corticales con extenso y comúnmente intenso metasomatismo alcali-no.

• La presencia de cantidades significativas de minerales ricos en elementos volátiles tales co-mo P, F y/o B.

• Fluidos acuosos altamente salinos, que tam-bién pueden ser carbónicos.

• Presencia de una firma geoquímica distintiva, dada por elementos menores como U, ETR, F, P, Mo, Ag, Ba, Co, Ni y As.

Existen muchas similitudes entre los depósitos con ganga de skarn tipo IOCG con los depósi-tos de skarn. Esto ha dado lugar a que algunos depósitos hayan sido clasificados en diferentes momentos como de skarn y IOCG, como en el caso de Kachar (Kazajistán), que estuvo inicial-mente clasificado como skarn (Sokolov y Grigo-riev, 1974) hasta que Herrington et al., (2005) lo clasificaron como IOCG. También existen simili-tudes entre estos depósitos y los de skarn de Fe hospedados en arcos volcánicos insulares. Am-bos tipos de depósitos contienen magnetita pobre en Ti, granates ricos en Fe y pobres en Mn, así como clinopiroxenos hedenbergíticos, con espo-rádicas anomalías geoquímicas de Cu, Au y Co. Ambos tipos de depósito también poseen albiti-zación temprana y, en ocasiones, feldespatiza-ción; asimismo hay texturas brechosas y vetíticas. Sin embargo, se diferencian en que los skarns de Fe de arcos insulares volcánicos son fuertemente controlados por la forma de los márgenes de los intrusivos, contienen escasa hematites y carecen de concentraciones anómalas de ETR y U (Ray y Lefebure, 1999). A esto hay que agregar que en este ambiente también existen depósitos de skarn de Fe - Cu (Ver este modelo en la familia de los depósitos de skarn), cuyas menas si presen-tan la asociación metálica que da nombre a la familia: Fe (magnetita, a veces con hematites) - Cu (más de 1 %) - Au (hasta 3 g/t). Estos últimos comparten con los IOCG todas las demás las ca-racterísticas comunes arriba señaladas por Ray y Lefebure (1999).

Por lo anterior, resulta muy útil identificar algunos criterios que pueden ser utilizados para distinguir, en estos casos, entre ambas familias de depósi-tos. Entre ellos se pueden considerar los siguien-tes (Niiranen et al, 2007).

• En los depósitos de skarn, la zonación se caracteriza por la variación en proporción y composición de los piroxenos y los granates; mientras que en los IOCG los skarn ricos en granates están prácticamente ausentes, por lo que puede no existir una clara zonación en el color y/o propiedades ópticas de los clinopi-roxenos, indicadores de significativos cambios en su composición química.

• Presencia en los IOCG de moderada a inten-sa alteración alcalina (albita, feldespato K y/o biotita) distal y Fe - Ca proximal, que puede ser

más o menos simétrica con respecto a los cuer-pos de mena ferrosa, junto a la íntima relación de los depósitos con la presencia de zonas de fallas.

En cuanto al primer punto, hay que señalar que sí existen depósitos IOCG con presencia de gra-nates entre sus minerales de ganga, de modo que este criterio no siempre es totalmente válido. Otros criterios diferenciadores adicionales a con-siderar son.

• Presencia o no de zonas de brechas minerali-zadas heterolíticas (más propias de los IOCG).

• Presencia de mineralización de U, ETR y/o P (ausentes en los depósitos de skarn) junto con la de Fe, Cu y Au.

• Rango térmico de formación de minerales de Fe y naturaleza del fluido (resultados de los es-tudios de inclusiones fluidas y de isótopos de O).

• Diferencia entre las edades de la minerali-zación y la de los cuerpos intrusivos espacial-mente asociados (resultados de dataciones radiométricas).

• Resultados de análisis de química mineral.

Otro problema que surge al abordar los depósi-tos IOCG se deriva del distinto alcance dado a este tipo de depósitos por diferentes autores. Así, Cox y Singer (2007), se atienen a la versión más restringida del modelo IOCG, que solo incluye en éste a los depósitos descritos en el presente tra-bajo como tipo Olympic Dam y excluye a los de-pósitos del tipo Kiruna, tal como se desprende de la figura No 1 de su artículo. También Dupuis y Beaudoin (2010) consideran a los IOCG y al Fe tipo Kiruna como dos tipos distintos de depósi-tos minerales. Otros autores, en cambio, incluyen dentro de los IOCG a los depósitos de Fe tipo Ki-runa (Ray y Lefebure, 1999, Laznicka, 2010). Es de notar que los primeros consideran a los IO-CG como una familia de depósitos, mientras los segundos, por su parte, señalan que los IOCG “son una pobremente definida agrupación de de-pósitos”. La opinión de otros autores, como Barton (2009) y Kreiner y Barton (2009), considera una versión más extendida del modelo, en la que in-cluyen, además de los dos tipos de depósitos an-tes señalados, a un conjunto de mantos y vetas polimetálicas hospedadas en volcanitas, conside-radas como pertenecientes a este modelo sobre la base de su asociación espacial con cuerpos

intrusivos más o menos coetáneos, la naturaleza oxidizada de la fuente de metales y del mecanis-mo de mineralización (por reemplazamiento) pre-dominante en ellos.

Por otro lado, la presencia en los depósitos de Cu - Co - Au hospedados en metasedimentos de menas ricas en magnetita, con abundante biotita y albita en las rocas encajantes alteradas, así co-mo con altas concentraciones de Y, ETR y U en algunos casos, constituyen evidencias que per-miten a algunos autores (Hitzman, 2000; Williams et al., 2005; Corriveau, 2007) sugerir un posible vínculo entre estos depósitos y los del tipo IOCG. Estudios más detallados realizados ulteriormente (Slack, 2013) han destacado en favor de esto el carácter epigenético y generalmente pre-tectóni-co y sin-tectónico de las menas en ambos casos, la presencia común de Co, Cu y Au y la presencia de inclusiones fluidas de alta salinidad y ricas en CO2. Todo esto permite inferir la pertenencia de ambos a una misma familia genéticamente vincu-lada de modelos de depósitos minerales.

Como puede apreciarse, el término “IOCG” en la forma en que hoy en día es utilizada, más que a un modelo, responde a una familia de mode-los de depósitos minerales que se caracteriza por la asociación de óxidos de Fe (magnetita y/o he-matites) con otros metales y elementos como Cu, Au, U, ETR y P, pues reúne a depósitos muy di-ferentes entre sí. Tal es el caso de Olympic Dam (Australia), de Fe - Cu - Au - U; El Romeral (Chi-le), de Fe magnetítico muy pobre en sulfuros; y el de Fe - P (magnetita - apatita) Kiirunavaara (Sue-cia), así como los del distrito mineral Blackbird (Idaho, USA), de Cu - Co - Au ± ETR. Por ello, se propone reservar este término para designar a la familia de depósitos, compuesta por tres ti-pos (modelos) diferentes de depósitos claramen-te distinguibles entre sí.

• Óxidos de Fe - Cu - Au ± U, P, ETR tipo Olym-pic Dam (IOCG sensu strictu).

• Óxidos de Fe - P - ETR tipo Kiruna.

• Cu - Co - Au hospedados en metasedimentos.

Alternativamente, el término “IOCG” podría usar-se para referirse exclusivamente al primero de los modelos nombrados. Por esta razón, se consi-dera aconsejable consignar siempre claramente cuándo se usa en un sentido o en el otro, como forma de eliminar las confusiones derivadas del distinto alcance dado al término por diferentes autores.


A su vez, dentro de los depósitos del primer tipo puede diferenciarse el subtipo de depósito aquí denominado “Vetas IOCG de Cu - Au” el que se distingue del modelo principal al que pertenece por su morfología vetítica, naturaleza cupro-au-rífera de las menas, ubicación en ambientes volcánicos cordilleranos y por su distinto compor-tamiento en lo que a ley - tonelaje se refiere.

Los dos primeros tipos tienen en común ser de-pósitos portadores de menas de Fe muy pobres en Ti, con ETR y P, que se diferencian claramente por la génesis hidrotermal del primero y la orto-magmática (inmiscibilidad de fundidos e hidroter-mal) del segundo. También se distinguen por su contenido de Cu y Au, medio en el primer caso y muy bajo o ausente en el segundo, hecho este que se relaciona con la relativa abundancia de sulfuros en el primer caso y la escasez de estos en el segundo. Puede haber U en ambos tipos de depósitos pero con mucha más frecuencia en el primero de los dos. Otra diferencia, de carácter técnico - económico, es que en el primer caso suelen ser explotados por el P, Cu, Au, Ag y U; en el segundo, los son principalmente por el Fe. El tercer tipo se distingue por hallarse en secuen-cias hospederas silicoclásticas metamorfizadas y afectadas por magmatismo medio - félsico, por los altos contenidos de Co que acompañan a la mineralización de Cu y Au, a veces con conte-nidos significativos de elementos de las tierras raras, así como por presentar una génesis poligé-nica, relacionada con el desarrollo de una cuen-ca extensional, un evento magmático en régimen extensional y un evento posterior de colisión, con metamorfismo regional asociado. Por último, se explota como fuente de Cu, Co y Au.

Por útlimo, resulta necesario aclarar que la clasifi-cación del depósito cubano Palo Seco I como tipo Kiruna es tentativa, pues los datos disponibles no son suficientes para una argumentación rigurosa de esta clasificación.

Bibliografía

Barton, M. D., 2009. IOCG Deposits. A Cordille-ran Perspective. Proceedings of the Tenth Bien-nial SGA Meeting, Townsville 2009: 5 - 7.

Corriveau, L., 2007. Iron oxide copper-gold (± Ag ±Nb ±P ±REE ±U) deposits. A Canadian perspec-tive. En Goodfellow, W.D., ed. Mineral deposits of Canada. A synthesis of major deposit- types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. Geological

Association of Canada, Mineral Deposits Division Special Publication No. 5: 307 - 328.

Cox, D. P., D. A. Singer, 2007. Descriptive and grade-tonnage models and database for iron oxide Cu-Au deposits. U.S. Geological Survey Open-File Report 2007-1155 http.//pubs.usgs.gov/of/2007/1155/.

Dupuis, C., G. Beaudoin, 2010. Discriminant dia-grams for iron oxide trace element fingerprinting of mineral deposit types. Mineralium Deposita, 46: 319 - 335. DOI 10.1007/s00126-011-0334-y.

Hitzman, M. W., 2000. Iron oxide-Cu-Au deposits. What, where, when and why. En Porter, T. M., ed. Hydrothermal iron oxide copper-gold & related de-posits. A global perspective. Adelaide, Australia, PGC Publishing, 1: 9–26.

Herrington, R. J., V. V. Zaykov, V. V. Maslennikov, D. Brown, V. N. Puchkov, 2005. Mineral deposits of the Urals and links to geodynamic evolution. Eco-nomic Geology 100th Anniversary Volume: 1069 - 1095.

Kreiner, D. C., M. D. Barton, 2009. Hydrothermal Alteration and Mineralization Zoning in Iron-Oxi-de (-Cu-Au) Vein Deposits, near Copiapó, Chile. Proceedings of the Tenth Biennial SGA Meeting, Townsville, 2009: 635 - 637.

Niiranen, T., M. Poutiainen, I. Mänttäri, 2007. Geo-logy, geochemistry, fluid inclusion characteristics, and U–Pb age studies on iron oxide–Cu–Au de-posits in the Kolari region, northern Finland. Ore Geology Reviews 30: 75 -105. Elsevier B. V.

Ray, G. E., D. V. Lefebure, 1999. A Synopsis of Iron Oxide ± Cu ± Au ± P ± REE Deposits of the Candelaria-Kiruna-Olympic Dam Family. Geologi-cal Fieldwork 1999, Paper 2000-1. British Colum-bia Geological Survey: 267 – 271

Slack, J. F., ed., 2013, Descriptive and geoenvi-ronmental model for cobalt-copper-gold deposits in metasedimentary rocks. U.S. Geological Sur-vey Scientific Investigations Report 2010–5070–G, 218 p., http.//dx.doi.org/10.3133/sir20105070g.(ver. 1.1, March 14, 2014).

Sokolov, G. A., V. M. Grigoriev, 1974. Deposits of iron. En V. I. Smirnov, ed., Ore Deposits of the USSR, volume 1. Pitman, London. 7-113.

Williams, P.J., M. D. Barton, D. A. Johnson, L. Fonboté, A. de Haller, G. Mark,N. H. S. Oliver,

R. Marschik, 2005. Iron oxide copper-gold depo-sits. Geology, space-time distribution, and pos-sible modes of origin. En Hedenquist, J.W., J. F. H. Thompson, R. J. Goldfarb, J. P. Richards, eds. Economic geology one hundredth anniversary vo-lume, 1905–2005. Littleton, Colorado, Society of Economic Geologists, Inc.: 371 - 405.


Óxidos de Fe - Cu - Au ± U, P, ETR Tipo Olympic Dam (IOCG sensu strictu)

Identificación

Sinónimos. IOCG, Tipo Olympic Dam. Cu - Au - U Olympic Dam. Tipo Ernest Henry. Óxidos de Fe (Cu - U - Au - ETR) proterozoico. Óxidos de Fe en brechas. Vetas de P - Cu - Au - Ag - U.

Subtipos de depósitos. Vetas IOCG de Cu - Au.

Productos. P, Cu, Au, Ag, U

Subproductos. Posible Fe y ETR (Elementos de Tierras Raras), Ba, F.

Tipos de depósitos asociados. Cu - Au porfírico alcalino. Cu ± Ag ± Co hospedado en sedimentos (subtipos Cu en capas rojas y Cu tipo Revett). U hospedado en volcanitas. Pb - Zn - Ag exhalativo sedimentario del subtipo Mc Arthur.

Ejemplos mundiales. Olympic Dam, Prominent Hill y Ernest Henry (Australia), Sue-Dianne (Nor-thwest Territories, Canadá), Salobo (Brasil). Vetas IOCG de Cu - Au en secuencias volcánicas: La Tigresa y Tránsito (Chile).



Ambiente geodinámico. Asociados con cuen-cas cratónicas, particularmente con grabens re-lacionados con cuencas de rift en ambientes tectónicos extensionales intracratónicos, anoro-génicos o postorogénicos (pueden ser también sinorogénicos), contemporáneos con la deposi-ción de las rocas volcánicas y sedimentarias hos-pederas. La presencia de rocas fuentes ricas en ETR y U aflorantes o cercanas a la paleosuperfi-cie, favorecen la formación de aguas meteóricas altamente oxidizadas capaces de transportar U y ETR. Las vetas IOCG de Cu - Au se presentan en arcos volcánicos cordilleranos.

Ambiente deposicional. La mineralización yace asociada con una amplia variedad de rocas se-dimentarias e ígneas, relacionándose principal-mente con los márgenes de grandes complejos intrusivos oxidizados félsicos (serie magnetita) ti-po A e I, con facies medias y máficas, así como con stocks alcalinos (o carbonatíticos), muchas veces porfíricos, y con diques de variada compo-sición, con posible presencia de grandes zonas

tectónicas corticales. En algunos casos, los de-pósitos se disponen distalmente con respecto a los intrusivos, por lo que resulta difícil establecer con cual se relaciona genéticamente. En determi-nadas situaciones se ha reconocido su asocia-ción con estructuras deprimidas como calderas, complejos de maar y grabens. Las rocas enca-jantes pueden estar metamorfizadas. Los depósi-tos del subtipo vetas IOCG de Cu - Au se forman a profundidades someras, entre 1 km y 5 km.

Rocas hospederas y asociadas. Las rocas hos-pederas son volcánicas y sedimentarias, tectoni-zadas y deformadas, con permeabilidad paralela a la estratificación, y brechas de similar compo-sición (incluyendo también fragmentos de rocas intrusivas). Con menos frecuencia, brechas situa-das en el interior de los intrusivos son también hospederas de mena. Granitos, gabros y dioritas son las litologías intrusivas asociadas más comu-nes (Cox y Singer, 2007), que también se aso-cian con secuencias de capa roja y evaporitas, las cuales son más antiguas, pero temporalmen-te cercanas a los cuerpos intrusivos. En muchos depósitos las menas se hospedan en brechas heterolíticas, compuestas por fragmentos líticos y clastos de óxidos de Fe (usualmente hemati-tes), microbrecha cuarzo - hematítica, así como brecha masiva de grano fino (Lefebure, 1995), o en milonita. Los granitoides asociados suelen ser ricos en Ca y Na. Las litologías presentes pueden incluir. basalto, gabro, diabasa, diorita, andesita, granitos (incluidos granito “rojo” y el granito tipo rapakivi), cuarzo - granito, monzonita, tonalita, dacita, brechas volcánicas félsicas, rocas volca-noclásticas, tobas, calizas, calizas dolomíticas y rocas sedimentarias clásticas. Todas ellas pue-den aparecer metamorfizadas en grado variable.

Edad de la Mineralización: Los depósitos del tipo Olympic Dam son fundamentalmente del Proterozoico, aunque puede haberlos del Fane-rozoico. Los depósitos del subtipo vetas IOCG de Cu - Au son del Fanerozoico, principalmente del Mesozoico.

Forma del depósito. Cuerpos discordantes y/o concordantes podiformes, vetiformes, tabula-res, formados básicamente por menas brecho-sas. Las vetas y cuerpos tabulares pueden tener hasta varios kilómetros de extensión horizontal y más de 1 km de longitud por el buzamiento, con espesores que oscilan desde unos metros hasta cientos de metros. Las agrupaciones de depósi-tos pueden extenderse por una longitud de más de 100 km, con un ancho que puede superar los

10 km, pudiendo estar espaciados a 10 km - 30 km uno del otro (Ray y Lefebure, 1999).

La mineralización de Cu - U - Au ocurre en for-ma diseminada, o de microvetillas, en la matriz de óxido de Fe, y algunas veces como clastos mine-ralizados. El entrecrecimiento entre minerales es común en estos depósitos, en los cuales la hema-tites y la magnetita pueden mostrar cristales bien desarrollados. Algunos depósitos ricos en hema-tites se caracterizan por la presencia de brechas en todos los niveles de desarrollo, desde la roca débilmente agrietada en las zonas más externas hasta masas de fragmentos de diversos tamaños embebidos completamente en una matriz herolí-tica. Los fragmentos, generalmente angulosos y subangulosos, pueden ir desde centímetros has-ta más de 10 m, aunque los más frecuentes tie-nen entre 1 cm a 15 cm de tamaño. El contacto de las rocas brechosas con las no brechosas suele ser transicional, con una progresiva variación de su grado de fragmentación.

Zonación del depósito. Los depósitos pueden presentar zonación. Así, en Olympic Dam, un nú-cleo predominantemente hematítico, con bornita y calcocita subordinada, es rodeado por una zona de calcocita - bornita, que a su vez pasa a bor-nita - calcopirita, para terminar siendo calcopirí-tico - pirítica en la parte más externa del cuerpo de brechas. Pueden presentar zona de enriqueci-miento supergénico de Cu y U (Lefebure, 1995) y zonas de skarn mineralizadas.

Mineralogía de mena. Principales: hematita, magnetita. Subordinados: calcopirita, calcocita, bornita, pirita, pirrotita, covelina, barita. Raros: esfalerita, galena, digenita, arsenopirita, arseniu-ros de Cu - Ni - Co, coffinita, carrolita, cobaltina, uraninita, pechblenda, aikinita, branerita, bast-naesita, monacita, xenotima, allanita, scheelita, florencita, oro y plata nativos, tenantita, teluros de Ag. Puede aparecer molibdenita y minerales de EGP. Oxidados; malaquita, cuprita, cobre nativo. En medioambientes áridos atacamita, turquesa, torbernita, brocantita, antlerita.

La mena consiste en mineralización diseminada de sulfuros de Cu y óxidos de U y Au finamen-te diseminados, sobreimpresa en brechas silici-ficadas, cloritizadas y sericitizadas, saturadas en hematites (Laznicka, 2010). En ella la uraninita y coffinita se presentan diseminadas junto con los sulfuros, en tanto el Au nativo aparece en granos finos diseminados en la matriz y como inclusio-nes dentro de los minerales sulfurosos. La bast-naesita y la florencita aparecen como granos muy

finos en la matriz, que se presentan como granos, cristales y agregados (Lefebure, 1995). Las leyes más elevadas de Cu, Au y U se localizan en las zonas ricas en hematites, las cuales se localizan encima o a ambos lados de la zona donde predo-mina la mineralización magnetítica. Las zonas de mineralización uranífera pueden solaparse con las de Cu - Au o aparecer en zonas separadas.

En las vetas IOCG de Cu - Au las menas contie-nen calcopirita, magnetita, hematites y musque-tovita como minerales de mena principales.

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, seri-cita, clorita. Subordinados: fluorita, albita, biotita, feldespato K, barita, rutilo, epidota, siderita, dolo-mita, calcita, granates, grunnerita, cummingtoni-ta. Sillitoe (2003) señala que los stockworks de vetas de cuarzo, comunes en los depósitos de Cu - Mo ± Au porfírico, no aparecen en los del tipo IOCG. En el subtipo vetas IOCG de Cu - Au los minerales de ganga son cuarzo, actinolita, se-ricita, escapolita, epidota y albita.

Texturas y estructuras. Textura brechosa, de entrecrecimiento, pisolítica, diseminada, de stoc-kwork, botrioidal. Textura granofírica en los gra-nitos.

Alteraciones hidrotermales. Sericitización, albi-tización, silicificación, cloritización, feldespatiza-ción, carbonatización. La cloritización puede ser intensa y junto con la alteración potásica tienden a predominar en las partes profundas del siste-ma. La albitización es muy frecuente. Cerca de los depósitos, los feldespatos sericitizados son rodeados por anillos de hematites, incrementán-dose la presencia de esta última en dirección al centro de la zona de brechas. Puede aparecer turmalinización.

Los cuerpos minerales se asocian con intensa alteración regional, donde la albitización tiende a ser más regional, mientras que la feldespati-zación aparece más focalizada en el interior del sistema. En algunos casos hay una zonación la-teral de las alteraciones, de adentro hacia afuera, marcada por el predominio de la actinolita, con magnetita y apatita, cerca de la mena (en forma de vetillas y alterando masivamente la roca enca-jante), acompañada por clorita, flogopita y esca-polita, para terminar con predominio de la albita en la zona más alejada de la mena (Corriveau et al., 2007; Laznicka, 2010). En el sistema también pueden aparecer vetillas y nódulos diseminados de cuarzo - turmalina o turmalina. En algunos ca-


sos pueden aparecer zonas de skarn, con asocia-ciones minerales de skarn progresivo y regresivo.

Las menas y las zonas facies minerales de alte-ración son asimétricas (Sillitoe, 2003), lo cual res-ponde a la existencia de una frontera redox, con bornita, calcocita, magnetita y biotita en la zona oxidizada, con calcopirita, pirita distal y calcita en la zona reducida. En Olympic Dam y Prominent Hill (Australia) la zonación mineral es vertical, con calcocita en la parte superior, que pasa a bornita, calcopirita y pirita, según aumenta la profundidad (Cox y Singer, 2007).

Las vetas IOCG de Cu - Au presentan las altera-ciones antes señaladas, con abundante escapoli-ta, actinolita, epidota y cuarzo en sus partes más profundas, una asociación de minerales de alte-ración de alta temperatura que hacia arriba pasa a ser de moderada temperatura, con actinolita y albita. Finalmente, hacia la parte superior apare-ce una asociación mineral de baja temperatura, con clorita y albita. En la parte más elevada del sistema mineral se presentan cuarzo, sericita y albita (Kreiner y Barton, 2009).

Controles de mena. Control estructural fuer-te, pues los depósitos se localizan a lo largo de fallas y estructuras de brechas, particularmente las paralelas al eje longitudinal de grabens es-trechos, acompañados por intenso brechamien-to de las rocas hospederas (Cox y Singer, 1986). Las brechas, junto con su permeabilidad, contro-lan directamente la magnitud de la masa de mena del depósito (Cox y Singer, 2007). La permeabili-dad de las rocas hospederas previa a la minerali-zación y la presencia de fronteras redox son otros controles principales.

Modelo genético. El origen de los depósitos del tipo Olympic Dam permanece, en muchos aspec-tos, en el campo de las controversias. General-mente se consideran desarrollados en ambientes postorogénicos y anorogénicos. En algunos ca-sos, como el del yacimiento Salobo, en Brasil, la génesis del depósito se interpreta como resulta-do de una acumulación sinorogénica de la mena, que se relaciona con la presencia de intrusivos granitoides (Laznicka, 2010). Un importante papel en ello se le concede a la posible presencia de fa-llas corticales, a lo largo de las cuales circularon fluidos hidrotermales originados en el manto (Fe-rris et al., 2002, Bastrakov et al., 2007). En gene-ral, se estima que las cuencas de rift, de trasarco o de antepaís anteriores al desarrollo del magma-tismo y de este tipo de mineralización, son pre-dominantemente oxidizadas, relativamente ricas

en Fe, con ambientes deposicionales subaéreos o marinos someros. El bajo grado de metamor-fismo anterior al evento metalogénico creador de los depósitos se considera también un factor fa-vorable, pues la alta permeabilidad y contenido de líquido favorece la circulación hidrotermal y los procesos de lixiviación de metales.

Aunque está clara la relación genética de los de-pósitos con los cuerpos graníticos, estos parecen haber actuado básicamente como fuente de ca-lor. En cambio, su papel en el aporte de metales al sistema mineral tiene carácter subordinado. La circulación ascendente de los fluidos hidroterma-les (líquidos y gaseosos) ocurrió inicialmente a lo largo de brechas tectónicas, que posteriormente se desarrollaron más por fracturación hidráulica, fracturación magmato-freática explosiva (diatre-mas) y brechamiento químico. La presencia de gradientes geotérmicos elevados constituye un factor clave en el surgimiento de la circulación de los fluidos mineralizados a escala regional, lo cual resulta necesario para poder explicar la gran magnitud de los depósitos formados, así como la escala de los sistemas de alteración hidroterma-les con ellos asociados. En este sentido Cox y Singer (2007) señalan que la amplia variación en la composición de las rocas ígneas asociadas y la difundida presencia de alteración albitica su-gieren una extensa reacción de las rocas con salmueras ricas en NaCl. De igual modo ellos se-ñalan que un volumen tan grande de fluido en-trante es más propio de fuentes sedimentarias que de ígneas. Estas salmueras, progresivamente calentadas al acercarse a los intrusivos, lixiviaron K, Fe, Cu, Au y otros metales de las secuencias sedimentarias y volcánicas vecinas y los trans-portaron, en forma de complejos clorurados, has-ta alcanzar altas temperaturas. La deposición de mena ocurrió cuando estos fluidos se mezclaron con fluidos reducidos dentro de los cuerpos de brechas permeables y en zonas de falla. Según los citados autores, estos fluidos reducidos depo-sitaron pirita y calcita en la zona externa de la zo-na mineralizada.

Las brechas, que inicialmente eran de compo-sición litológica homogénea, pasaron a ser de composición heterogénea a medida que se de-sarrolló el proceso de fracturación. Los óxidos de Fe, inicialmente representados por magnetita temprana emplazada a grandes profundidades, se incrementaron adicionalmente con la forma-ción de magnetita y hematites tardía, acumuladas en los niveles superiores del sistema. A su vez, ocurrió el reemplazamiento de las rocas encajan-tes y el relleno de cavidades por los minerales

de ganga. Con el desarrollo de las alteraciones hidrotermales, tuvo lugar la deposición de los sul-furos, así como la de los minerales de U y tierras raras, lo cual parece haber tenido lugar a tempe-raturas relativamente bajas, entre 250 0C y 150 0C (Laznicka, 2010). El proceso de fragmentación y alteración de las rocas hospederas de la mine-ralización (brechas), pudo repetirse varias veces. Skirrow et al. (2002) distinguieron tres asociacio-nes de alteraciones hidrotermales sucesivas. 1) de skarn, con feldespato K o albita con magne-tita, con subordinados sulfuros de Cu. 2) mag-netita - biotita con subordinados sulfuros de Cu. 3) hematites - sericita - clorita - carbonatos, con subordinados sulfuros de Cu y minerales de U y ETR.

En estos depósitos es característica la presencia de dos fluidos distintos durante el proceso de su formación: un fluido altamente oxidizado (aguas meteóricas) y una salmuera de alta temperatu-ra magmático - hidrotermal, proveniente de las profundidades. En muchos casos hay también evidencia de que los fluidos magmáticos fueron ricos en volátiles. La fuente de Cu, Au, S, Cl y CO2 puede ser los magmas coetáneos y las ro-cas sedimentarias e ígneas lixiviadas por los flui-dos meníferos, marcadas por la alteración regional Ca - Na.

El rango de temperatura de formación de las me-nas en vetas IOCG de Cu - Au es de más de 400 0C a 100 0C (Kreiner y Barton, 2009).


Firma geoquímica. Anomalías litogeoquímicas y de flujo de dispersión de Cu, U, Au, Ag, Co, Ce, La ± P, F, B, As, Bi, Ba, Mo, Y.

Las menas de Fe de estos depósitos son pobres en Ti, con concentraciones generalmente infe-riores a 0,5 % de TiO2, que raramente alcanzan hasta 2,0 % de TiO2, un rasgo que permite distin-guirlas de las relacionadas con gabros y anortosi-tas en intrusivos máficos estratificados (Hitzman et al., 1992). El Co suele asociarse con la parte inferior del depósito, rica en pirita.

Firma geofísica. Grandes anomalías gravi-métricas generadas por las menas de óxido de Fe. Anomalías magnéticas relacionadas con la presencia de magnetitas y/o rocas volcánicas contemporáneas con los cuerpos intrusivos. Ano-malías radiométricas o gamma espectrométricas (K, U, relaciones libres U/Th y K/Th) asociadas con depósitos aflorantes que contienen minera-

lización uranífera. Algunos depósitos tienen aso-ciadas anomalías electromagnéticas.

Otras guías de exploración. Presencia de ex-tensas zonas de alteración sericítica, clorítica y de hematites relacionada con fallas. Pueden tener zonas intemperizadas y gossans asociados en su parte superior. Alteraciones de carácter regional indicadoras de favorabilidad, aunque no relacio-nadas directamente con la mineralización son: 1) intensa alteración sódica, distal con respecto a la mineralización y más proximal al cuerpo intrusivo fuente de calor; 2) presencia, en la periferia y le-jos de los intrusivos, de una extendida alteración de Ca - Fe (magnetita - actinolita - apatita), que comúnmente presenta textura destruida y grano grueso; 3) Subordinada alteración potásica vetí-tica sobreimpuesta o una ligera feldespatización lateralmente extendida. La sola presencia de alte-ración albítica y/o propilítica no indica la presen-cia potencial de depósitos de este tipo (Corriveau et al., 2007). El criterio mineralógico incluye la presencia de óxidos (hematites, magnetita, rutilo, espinela uraninita), silicatos (allanita, anfíboles, epidota, granates, titanita, turmalina, vesubiani-ta, zircón), fosfatos (apatita, monacita, xenotima) y sulfuros (bismutina, cobaltina). Un criterio es-tructural es la presencia de fronteras tectónicas entre bloques corticales, y que los sistemas mi-nerales pueden ubicarse en el flanco colgante de las mencionadas fronteras.


Ley y tonelaje. La masa de mena de los depó-sitos varía entre 10 millones y 1000 millones de toneladas pero pueden alcanzar 3000 millones o más, con leyes que oscilan entre 10 % y 40 % de Fe, 0,5 % - 2,5 % de Cu, 0,2 g/t - 0,8 g/t de Au, 3 - 6 g/t de Ag, hasta 0,1 % de U3O8, además de poder tener de 0,5 % hasta 5 % de P (Lefebure, 1995). El modelo de ley - tonelaje creado a partir de los datos de 21 depósitos (Cox y Singer, 2007) señala que para el 90 percentil la masa de mena es de 25 millones de toneladas, con, 0,41 % de Cu y 0,13 g/t de Au; para el 50 percentil la masa de mena es de 120 millones de toneladas, con 1,1 % de Cu y 0,48 g/t de Au y para el 10 percentil la masa de mena es de 1100 millones de tonela-das, con 1,7 % de Cu y 2,1 g/t de Au.

El subtipo Vetas IOCG de Cu - Au hospedado en volcanitas –vetas IOCG “hospedadas en fallas” (Cox y Singer, 2007) – presenta, para el 90 per-centil, una masa de mena de 650 mil toneladas, con 1,2 % de Cu y 0,14 de Au. El 50 percentil tie-ne 3,5 millones de toneladas de mena, con 2,3 %


de Cu y 1 g/t de Au. Al 10 percentil corresponde una masa de mena de 15 millones de toneladas, con 4,9 % de Cu y 5,8 g/t de Au.

Limitaciones económicas. La gran mayoría de los depósitos IOCG de este tipo no producen Fe, a pesar de contener en sus menas grandes cantidades de este metal, con leyes entre 10 % y 40 % de Fe.

Importancia. Constituyen grandes productores de Cu, U y contienen grandes recursos de U y ETR.

Bibliografía

Bastrakov, E. N., R. G. Skirrow, G. J. Davidson, 2007. Fluid evolution and origin of iron oxide Cu-Au prospects in the Olympic Dam District, Gawler Craton, South Australia. Economic Geology, 102: 1415 - 1440.

Corriveau, L. ,L. Ootes, H. Mumin, V. Jackson, V. Bennett, J. F. Cremer, B. Rivard, I. McMartin, G. Beaudoin, 2007. Alteration vectoring to IOCG (U) deposits in frontier volcano-plutonic terrains, Canada. En “Proceedings of Exploration 07. Fif-th Decennial International Conference on Mineral Exploration”. Milkereit, B., Ed: 1171 – 1177.

Cox, D. P., D. A. Singer Eds, 1986. Mineral Depo-sit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 291 págs.

Cox, D. P., D. A. Singer, 2007. Descriptive and grade-tonnage models and database for iron oxide Cu-Au deposits. U.S. Geological Survey Open-File Report 2007-1155 http.//pubs.usgs.gov/of/2007/1155/.

Ferris, G. M., M. P. Schwarz, P. Heithersay, 2002. The geological framework, distribution and con-trols of Fe oxide Cu-Au mineralization in the Gawler Craton, South Australia. Part 1 geological and tectonic framework. En T. M. Porter, Ed, Hy-drothermal Iron Oxide Copper-gold and Related Deposits. A Global Perspective, v 2. PGC Publica-tion, Adelaide: 9 - 31.

Hitzman, M. W., N. Oreskes, M. T. Einaudi, 1992. Geological Characteristics and Tectonic Setting of Proterozoic Iron Oxide (Cu-U-Au-REE) Deposits; Precambrian Research, 58: 241-287.

Kreiner, D. C., M. D. Barton, 2009. Hydrothermal Alteration and Mineralization Zoning in Iron-Oxi-de (-Cu-Au) Vein Deposits, near Copiapó, Chile.

Proceedings of the Tenth Biennial SGA Meeting, Townsville, 2009: 635 - 637.


Lefebure, D. V., 1995. Iron Oxide Breccias and Ve-ins P-Cu-Au-Ag-U. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 33-36.

Sillitoe, R. H., 2003. Iron oxide copper-gold depo-sits. an Andean view. Mineralium Deposita. 38 (7): 787-812.

Skirrow, R. G., E. N. Bastrakov, G. Davidson, O. L. Raymond, P. Heithersay, 2002. The geological framework, distribution and controls of Fe-oxide Cu-Au mineralisation in the Gawler Craton, Sou-th Australia. Part II-Alteration and Mineralization. En TM Porter, ed, Hydrothermal Iron Oxide Co-pper-gold and Related Deposits. a Global Pers-pective, v 2. PGC Publication, Adelaide: 33 – 47.

Óxidos de Fe - P - ETR Tipo Kiruna

Identificación

Sinónimos. IOCG, Tipo Kiruna. Fe porfírico. Mag-netita hospedada en volcanitas. Mena de Fe apati-to. Depósitos ricos en óxido de Fe.


Productos. Fe.

Subproductos. Posible ETR.

Tipos de depósitos asociados. Cu - Au porfírico alcalino. Cu - Mo ± Au porfírico. Skarn de Fe. For-mación de Fe bandeado.

Ejemplos mundiales.

Kiirunavaara, Luossavaara (Suecia), El Laco, El Romeral y Manto Verde (Chile), Choghart, Cha-dor Malu, Esfordi (Irán).

Ejemplos cubanos. Palo Seco I (Camagüey).


Ambiente geodinámico. Aparecen asociados con márgenes de rift desarrollados en ambientes tectónicos extensionales intracratónicos, contem-poráneos con la deposición de las rocas volcá-nicas y sedimentarias hospederas. Cuencas de trasarco o grabens extensionales dentro de arcos volcánicos cordilleranos. En ambos casos, la mi-neralización está relacionada con magmatismo y volcanismo máfico - félsico calcoalcalino y alca-lino.

Ambiente deposicional. Se encuentran en am-bientes subvolcánicos. Los depósitos se localizan en estructuras paleovolcánicas, asociados con cuerpos intrusivos y rocas volcánicas medias y félsicas, calcoalcalinas y alcalinas, generalmen-te contemporáneos con la mineralización. Las se-cuencias hospederas y las menas pueden estar atravesadas por diques. Los cuerpos intrusivos relacionados con la mineralización, generalmente porfíricos, abarcan un amplio rango de composi-ción química y litológica, desde máfica hasta fél-sica y alcalinas, si bien son más comunes los de composición diorítica. La secuencia puede estar regionalmente metamorfizada, lo cual, junto con repetidos eventos de alteración hidrotermal, difi-culta, en grado variable, la identificación de las litologías originales involucradas en la génesis de los depósitos. El ambiente deposicional puede

involucrar complejos intrusivos de dos o más fa-ses. Así, por ejemplo, intrusivos medios a félsicos pueden ser penetrados por una fase más joven de rocas sieníticas, con volcanitas de composi-ción media a máfica, como ocurre en el complejo intrusivo Yangxin, cercano al curso inferior del río Yangtzé, en China (Xue Huaimin et al., 2006).

Rocas hospederas y asociadas. Lavas y rocas ígneas subvolcánicas: basalto, traquibasalto, ga-bro, leucogabro, diabasa, diorita, cuarzo-diorita, andesita, andesita basáltica, traquiandesita, cuar-zo-monzonita, monzonita, monzogranito, dacita, riodacita, riolita, riolita alcalina, sienita porfírica, cuarzo-sienita, andesita sódica alcalina. Rocas volcanoclásticas, carbonatadas y silicoclásticas.

Edad de la mineralización. Del Arqueano al Neógeno.

Forma del depósito. Cuerpos concordantes o discordantes tabulares, lenticulares y vetiformes. A veces se presentan brechas. Los cuerpos mi-nerales pueden alcanzar 4 km de longitud y 2 km por el buzamiento, con un espesor de hasta 90 m (Laznicka, 2010). En ocasiones pueden pre-sentar forma de domo, controlados por la forma del cuerpo intrusivo y el sistema de fracturas pre-sentes (Hou et al., 2010). Por el estilo de la mi-neralización, los cuerpos minerales pueden ser estratoligados, de reemplazamiento (masivo y/o diseminado), de stockwork o presentar rasgos de exoeskarn.

Zonación del depósito. Regularmente las me-nas masivas ocupan las zonas más internas de los cuerpos minerales y las diseminadas las más externas.

Mineralogía de mena. Principales: magnetita y hematites. Subordinados: pirita. Raros: pirroti-ta, martita calcopirita, bornita, digenita, covelina, monacita, xenotima, allanita, bastnaesita, torita y flourocarbonatos de ETR. Oxidados. Martita, goe-thita, crisocola, malaquita, azurita, atacamita, le-pidocrocita.

Las menas pueden ser magnetíticas y/o hematí-ticas, con contenidos anómalos de ETR, que no siempre son económicos, También pueden exhi-bir contenidos anómalos de P. En el primer caso, la magnetita se presenta en forma masiva, semi-masiva o diseminada, acompañada por fluora-patita y/o entrecrecida con actinolita. Las menas magnetíticas pueden ser, hacia la parte superior del depósito, sustituidas por menas hematíticas.


Mineralogía de ganga. Principales: apatita (o fluorapatita), escapolita, actinolita, epidota. Su-bordinados: diópsido, granates (andradita), hor-nblenda, cordierita, tremolita, sericita, clorita, cuarzo, esfena, flogopita, albita, barita, rutilo, bio-tita, feldespato K, siderita, calcita, talco, fluorita. Puede aparecer turmalina y/o fluorita.

Texturas y estructuras. Textura masiva, bre-chosa, bandeada (bandas alternadas de apatita y magnetita), diseminada, de reemplazamiento, vetítica, de stockwork, de mosaico, tabular, es-quelética, vesicular, equigranular. Textura por-fídica en las rocas ígneas (puede ser granular, intergranular, y gráfica). Lavas amigdaloidales. La mayor parte de la masa de mena suele ser masi-va y brechosa.

Alteraciones hidrotermales. Abundan las alte-raciones sódico - cálcicas (escapolitización, al-bitización, actinolitización). También aparecen silicificación, feldespatización, sericitización, bari-tización, carbonatización, epidotización y fluoriti-zación. En ocasiones puede apreciarse alteración argílica (illita, caolinita, montmorillonita).

En los depósitos precámbricos, la alteración só-dica (albitización) puede dominar en los niveles profundos del sistema mineralizado, que pasa a ser mayormente potásica en su parte interme-dia, mientras que en la parte superior del sistema pueden prevalecer la sericitización y la silicifica-ción (Hitzman, 1992). En los depósitos fanero-zoicos es frecuente encontrar metasomatismo de Ca, Fe, Mg y Na, similar al presente en los depósitos de skarn, con minerales progresivos (diópsido, granates, hornblenda, cordierita) y re-gresivos (actinolita - tremolita, escapolita, flogopi-ta, epidota y apatito), comúnmente envueltos por la albitización. La epidotización, la cloritización y la actinolitización tienden a aparecer en las cer-canías de los cuerpos minerales.

Controles de mena. Magmático: presencia de cuerpos intrusivos calcoalcalinos y alcalinos. Es-tructural: presencia de fallas extensionales y de grabens, que controlan los límites de los depósi-tos o su distribución espacial.

Modelo genético. La génesis de los depósitos del tipo Kiruna ha sido objeto de debate durante más de cien años. El origen de las menas ha si-do interpretado de variadas formas por diferentes autores, con varios modelos genéticos propues-tos, principalmente los de segregación o cristali-zación magmática, reemplazamiento hidrotermal magmático y precipitación hidrotermal, como la

descrita para los depósitos del tipo IOCG en ge-neral. Otro aspecto de la discusión se centra en si son de naturaleza metasomática (lo cual los vincularía genéticamente con los skarns) o se relacionan con los procesos volcánicos (Lefebu-re, 1995; Laznicka, 2010; Jonsson et al., 2013). Por otra parte, algunos autores han sustentado la opinión de que el cuerpo mineral de Kiiruna-vaara, situado en un terreno volcánico o volca-nógeno - sedimentario, es de origen exhalativo, sobre la base de lo sugerido por los resultados de los análisis isotópicos de б18O utilizados por ellos, que proporcionan una temperatura de for-mación de 600 0C, la que está bien por debajo de la requerida para generar una mena de óxido de Fe a partir de un fluido fundido (Evans, 2000). En cambio, Harlov et al. (2002) opinan que este de-pósito se formó a partir de un magma abundante en óxido de Fe y rico en volátiles, que se sepa-ró como una fase fundida inmiscible durante el enfriamiento de magmas progenitores calcoalca-linos a ligeramente alcalinos, que ascendió hacia la superficie para formar cuerpos de lava ricos en óxidos de Fe y cuerpos minerales subvolcánicos.

Más recientemente, el estudio de los depósitos chilenos clasificados en este tipo ha mostrado que las menas de apatita - magnetita de tipo Ki-runa, cuando no están afectadas por deformacio-nes, muestran texturas y estructuras similares a las de las rocas ígneas. El mejor ejemplo de ello es el que ofrece el depósito chileno El Laco (Nys-tröm et al., 2008), el cual asemeja una secuencia de flujos de lava, depósitos piroclásticos y diques. Las magnetitas de este depósito presentan valo-res de б18O entre 2,3 ‰ y 4,2‰ (V-SMOW). La magnetita con textura magmática, tiene una me-dia de 3,7‰, mientras que la magnetita en vetas entrecrecida con piroxenos tiene una medida de 2,4 ‰. Estos datos evidencian que la formación de mena tuvo lugar dentro de un sistema magmático en enfriamiento. Los cuerpos minerales semejan flujos de lava y cerca de la zona de alimentación los depósitos piroclásticos cristalizaron a partir de magma, con temperatura cercana a los 1000 0C. En estas condiciones, los fluidos procedentes del magma en enfriamiento depositaron magneti-ta y piroxenos ± apatita a temperaturas cercanas a 800 0C, los que rellenaron fisuras y espacios abiertos, que en la actualidad aparecen como ve-tas cortantes a los cuerpos minerales principales. Por otro lado, en este depósito hay poca eviden-cia de una significativa precipitación de magnetita puramente hidrotermal. Otros grandes depósitos en el Cinturón de Hierro chileno y en el Distrito Mineral Kiruna contienen magnetitas con texturas magmáticas. Los valores medios de б18O en los

depósitos chilenos son: 1,2 ‰ en El Romeral, 2,2 ‰ en Algarrobo y 1,6 ‰ en Cerro Imán. En Suecia, el yacimiento Kiirunavaara presenta una б18O media de 1,5 ‰ (Nyström et al., 2008). Estos datos sugieren que realmente la génesis magmá-tica de las menas es un rasgo común en este tipo de depósitos.

Por otra parte, el estudio del depósito Abagong (Altai, R. P. China), compuesto por menas de este mismo tipo, ricas y pobres en apatita, mostró que este mineral, en ambos casos, es una fluorapati-ta ígnea típica, con subordinado contenido de Cl. Además, puso de relieve que apatitas de diferen-tes formas y de ambos tipos de mena (ricas y po-bres en P) poseen un patrón normalizado similar de Tierras Raras y elementos trazas, con débil a moderado enriquecimiento en ETR ligeras, Th, U y Pb y empobrecidas en Sr, Ba, Nb, Ta y Ti, con anomalía negativa de Eu. Todo esto indica una fuente y génesis común. Esta similitud se extien-de a la magnetita y rocas volcánicas hospederas de la mineralización, lo que sugiere un estrecho vínculo genético entre todas y un origen magmá-tico del depósito (Chai et al., 2014). Algo similar se ha observado en el depósito Aliabad-Morvarid (NW de Irán), donde muestras de apatita y mag-netita muestran un patrón de elementos trazas y de ETR similar al de las rocas subvolcánicas en-cajantes (Mazhari et al., 2010). Algo semejante se ha observado el depósito Kiirunavaara, enri-quecido en ETR ligeras y con anomalía negativa de Eu (Harlov et al., 2002). En el distrito minero de Grängesberg (Suecia central), los resultados de б18O de 63 muestras (de roca total y minera-les separados) muestran que más del 90 % de las magnetitas tienen valores de б18O mayores o iguales a 0,9 ‰, lo cual es consistente con un origen ortomagmático (magmático o magmático - hidrotermal). Los valores de б18O obtenidos en cuarzo (11 muestras) son también consistentes con esta conclusión (Jonsson et al., 2013).

Todos los resultados antes señalados tienden a confirmar el origen ortomagmático de este tipo de mena, que debió formarse a partir de un mag-ma rico en Fe y en elementos incompatibles co-mo ETR, P, Th, U, F y Cl. El elevado contenido de P y de álcalis probablemente permitió la for-mación de un fundido inmiscible de Fe-F y CO2

-

H2O-P-Na, el cual se separó de un fundido rico en sílice. En estas circunstancias, el alto conteni-do de P y el llamado “efecto fundente hierro - ál-cali” (Guilbert y Park, 1997) permitieron que el Fe permaneciera en solución fundida a temperatu-ras significativamente más bajas que la de fusión de la magnetita a presiones relativamente bajas

(Moore y Modaberi, 2003). De lo anterior, se de-duce que la presencia de contenidos apreciables de P (así como de F y Cl) es un importante factor en el proceso de formación de estas menas. Este elemento y los otros dos señalados con anteriori-dad pueden haberse concentrado como resulta-do de una acentuada diferenciación magmática y/o de asimilación por el cuerpo magmático de rocas corticales encajantes ricas en ellos. La pre-sencia de CO2 en el magma también puede fa-cilitar el desarrollo de un fundido inmiscible de óxidos (Zhou et al., 2005).

A partir de todo lo anterior, se considera que las menas, asociadas a complejos subvolcánicos y volcánicos de rocas intrusivas y volcánicas, se formaron inicialmente por precipitación ortomag-mática, envuelta espacialmente por una zona de alteración desarrollada a temperaturas modera-das y bajas y temporalmente sobreimpuesta al descender la temperatura en todo el sistema, lo cual fue acompañado por la mezcla de agua mag-mática con agua meteórica. La ruptura de la mez-cla inmiscible de fundidos permitió el ascenso del magma rico en Fe y la formación de menas me-diante su emplazamiento intrusivo –o extrusivo– en ambientes subvolcánicos y volcánicos. Es de notar que tal fundido, por su alto contenido de Fe, sería más pesado que el silicatado y, por tanto, debería hundirse en vez de ascender, por lo cual, solo un apreciable contenido de agua y compues-tos volátiles podría reducir en grado suficiente su densidad, dotándolo de la correspondiente flota-bilidad y poder ascensional. En concordancia con ello, la presencia de fluorapatita y anfíboles (acti-nolita) sugieren la existencia de alto contenido de F y de agua en el fundido fuente de metales. La presencia en algunos depósitos de brechas ge-neradas por fracturación hidráulica también tes-timonia a favor de la abundancia de compuestos volátiles.

Estudios realizados en depósitos del Distrito Mi-neral Zhonggu (R. P. China), confirman que las menas se formaron principalmente a temperatu-ras muy altas. Las temperaturas de decrepitación en inclusiones fluidas reportadas van de 1040 0C a 350 0C. Por su parte, las temperaturas de homo-geneización en magnetita y martita son del orden de los 1000 0C, y superiores a 700 0C en la apatita (Hou et al., 2010).

Las muy elevadas temperaturas que acompaña-ron al proceso inicial de formación de las menas –superiores a los 700 0C– y su caída progresi-va durante el enfriamiento del sistema mineral, así como la naturaleza magmática de los fluidos


hidrotermales predominantes cuando la tempe-ratura era elevada, explican la presencia de las asociaciones minerales de skarn progresivo y regresivo, bien establecidas en algunos depósi-tos de este tipo. Asimismo, el enriquecimiento en ETR se relaciona con la circulación de los fluidos magmáticos, la mayor parte de ellas transporta-das en forma de complejos de F - ETR, forma-dos durante la separación de la fase gaseosa del fundido rico en óxido de Fe. La mayor parte del contenido de ETR presente en las menas está hospedado en la fluorapatita, si bien existen tam-bién otros minerales portadores como monacita y xenotima (Stosch et al., 2011).

En resumen, puede afirmarse que la génesis de las menas de este tipo de depósito es orto-magmática e hidrotermal - metasomática, con variaciones en las proporciones en que ambos procesos tuvieron lugar de uno a otro depósito concreto. Esta una de las causas de las contro-versias surgidas entorno a la formación de este tipo de depósitos.


Firma geoquímica. Anomalías litogeoquímicas y de flujo de dispersión de Fe, P, Th, U, Bi, Cu, Co, La, Y, Ce, Nd, Sm, Tb, Yb, Tm.

Los depósitos de este tipo se distinguen por su bajo contenido de Ti, con concentraciones gene-ralmente inferiores a 0,5 % de TiO2, que raramen-te alcanzan hasta 2,0 % de TiO2, un rasgo que permite distinguirlas de las relacionadas con ga-bros y anortositas en intrusivos máficos estratifi-cados (Hitzman et al., 1992).

Firma geofísica. Fuertes anomalías magnéticas relacionadas con la presencia de magnetita. Ano-malías gravimétricas generadas por la elevada densidad de las menas de óxido de Fe.

Otras guías de exploración. Presencia de ex-tensas zonas de alteración sericítica, clorítica y de hematites relacionada con fallas.


Ley y tonelaje. De acuerdo con Mosier (1986), para el 90 percentil la masa de mena es de 3,5 millones de toneladas, con 38 % de Fe y 0,13 % de P. Para el 50 percentil la masa de mena es de 40 millones de toneladas, con 58 % de Fe y 0,38 % de P. Al 10 percentil le corresponde una masa de mena de 450 millones de toneladas, con 64 % de Fe y 0,92 % de P. Los depósitos tienen desde

30 millones de t de mena hasta más de 2000 mi-llones de t de mena, con leyes entre 20 % y 60 % de Fe, 0,1 - 0.8 % de Cu y, en algunos casos, has-ta 0,2 g/t de Au (Laznicka, 2010), con un conteni-do de ETR de hasta 0,7 %. Puede haber hasta 4 % de P. Los depósitos del bloque Posht-e-Badam (parte central de Irán) contienen entre 53 y 65 % Fe (Taghizadeh, 1976).

Limitaciones económicas. Los grandes depósi-tos de óxido de Fe suelen tener al Fe como único producto.

Importancia. Constituyen grandes productores de Fe.

Bibliografía

Bliss, J. D., eds., 1992, Developments in mineral deposit modeling. U.S. Gological Survey Bulletin 2004.

Chai, F., Fuquan Yang, Feng Liu, M. Santosh, Xinxia Geng, Qiang Li, Guoren Liu, 2014. The Abagong apatite-rich magnetite deposit in the Chinese Altay Orogenic Belt. A Kiruna-type iron deposit. Ore Geology Reviews. 57: 482–497. ht-tp.//www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0169136813001601.

Evans, A. M., 2000. Ore Geology and Industrial Minerals –An Introduction. Blackwell Science, Tercera Edición, Oxford.

Guilbert, J. M., C. F. Park, 1997. The geology of ore deposits. W. H. Freeman and Company, 958 págs.

Harlov, D. E., U. B. Andersson, H. Foerster, J. O. Nystrom, P. Dulski, C. Broman, 2002. Apati-te-monazite relations in the Kiirunavaara mag-netite-apatite ore, northern Sweden. Chemical Geology 191: 47 - 72.

Hitzman, M. W., N. Oreskes, M. T. Einaudi, 1992. Geological Characteristics and Tectonic Setting of Proterozoic Iron Oxide (Cu-U-Au-REE) Deposits, Precambrian Research, 58: 241-287.

Hou, Tong, Zhaochong Zhang, John Encarna-cion, Yangsong Du, Zhidan Zhao, Junlai Liu, 2010. Geochemistry of Late Mesozoic dioritic por-phyries associated with Kiruna-style and stra-tabound carbonate-hosted Zhonggu iron ores, Middle–Lower Yangtze Valley, Eastern China. Constraints on petrogenesis and iron sources. Li-thos 119: 330 - 344. ScienceDirect Lithos journal

homepage. www.elsevier.com/ locate/lithos. Else-vier B.V. doi.10.1016/j.lithos.2010.07.009.

Jonsson, E., V. R. Troll, K. Högdahl, C. Harris, F. Weis, K. P. Nilsson, A. Skelton, 2013. Magma-tic origin of giant ‘Kiruna-type’ apatite-iron-oxide ores in Central Sweden. Scientific Reports. Ar-ticle Open. Scientific Reports 3, Article number. 1644 doi. 10.1038/srep01644. www.nature.com/srep/2013/130410/srep01644/full/srep01644.html.


Lefebure, D. V., 1995. Iron Oxide Breccias and Ve-ins P-Cu-Au-Ag-U. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 33-36.

Mazhari M. S., M. Ghaderi, M. H. Karimpour, 2010. Aliabad-Morvarid iron-apatite deposit, a Kiruna ty-pe example in Iran. The 1st International Applied Geological Congress, Department of Geology, Is-lamic Azad University - Mashad Branch, Iran, 26-28 April 2010: 99 - 103.

Moore, F., S. Modaberi, 2003. Origin of the Cho-ghart iron oxide deposit, Bafq mining district, Central Iran. New isotopic and geochemical evi-dences. Journal of Science, University of Tehran, 14, (3): 259 - 268.

Mosier, D. L., 1986. Grade and tonnage model of volcanic-hosted magnetite. En Cox, D. P., D. A. Singer Eds., Mineral Deposit Models. U.S. Geolo-gical Survey Bulletin 1693, 291 págs.

Nyström, J. O., K. Billström, F. Henriquez, A. E. Fa-llick, H. R. Naslund, 2008. Oxygen isotope com-position of magnetite in iron ores of the Kiruna type in Chile and Sweden. GFF 130 (4): 177-188. ISSN 1103-5897.

Stosch, H. G., R. L. Romer, F. Daliran, D. Rhede, 2011. Uranium- lead ages apatite from iron oxide ores of the Bafq District, East- Central Iran. Mine-ralium Deposita, 46: 9 - 21.

Taghizadeh, N., 1976. The iron ore deposits of Iran. In. Zitzmann, A. Eds., The iron ore deposit of Europe and adjacent areas; explanatory notes to the international map of the iron ore deposits

of Europe. Bundesanstalt fur Geowissenschaften und Rohstoffe, Hannover, págs. 199 - 202.

Xue Huaimin, Dong Shuwen y Jian Ping, 2006. Mi-neral chemistry, geochemistry and U-Pb SHRIMP zircon data of the Yangxin monzonitic intrusive in the foreland of the Dabie orogeny. Science in Chi-na. Series D Earth Sciences 2006 49 (7): 684 – 695. DOI. 10.1007/s11430-006-0684-y.

Zhou, M. F., P. T. Robinson, C.M. Lesher, R. R. Ke-ays, C. J. Zhang, J. Malpas, 2005. Geochemistry, petrogenesis and metallogenesis of the Panzhi-hua gabbroic layered intrusion and associated Fe–Ti–V oxide deposits, Sichuan Province, SW China. Journal of Petrology 46: 2253–2280.


Cu - Co - Au Hospedado en Metasedi-mentos

Identificación

Sinónimos. Cu - Co hospedado en sedimentos tipo Blackbird. Cu - Co tipo Blackbird.


Productos. Cu, Co, Au

Subproductos. Ag; posible Bi, Mo, Ni, Pb, U, W, Zn, ETR e Y.

Tipos de depósitos asociados. VMS silicoclás-tico – máfico. Formación de hierro bandeado. Ve-tas polimetálicas de Pb - Zn - Ag en secuencia silicoclástica.

Ejemplos mundiales. Blacktail, Sunshine Bo-nanza Copper, Tinker’s Pride (distrito mineral Blackbird, Idaho, USA.), Skuterud (distrito mine-ral Modum, Noruega), Werner Lake y Cobalt Hi-ll (Canadá), Juomasuo (Finlandia), Mount Cobalt (Australia).



Ambiente geodinámico. Cuenca extensional intracontinental marina somera, con magmatis-mo intraplaca asociado. También a lo largo de un margen continental en cuenca de rift incipiente o abortada (Höy, 1995), ulteriormente deformada y metamorfizada en ambiente de colisión.

Ambiente deposicional. Posible secuencia tur-bidítica y/o de sedimentos silicoclásticos de grano fino en ambiente marino abierto o de mar inte-rior. La secuencia silicoclástica es afectada por magmatismo félsico (diorita, granodiorita, tonali-ta, monzodiorita y cuarzo-monzonita hasta grani-to sienítico), mayormente subalcalino a alcalino, de rico en potasio a shoshonítico y de meta-alu-minoso a peraluminoso. Los cuerpos intrusivos presentes en la secuencia son principalmente de la serie ilmenita, es decir, reducidos. Sus carac-terísticas geoquímicas e isotópicas sugieren que, en lo fundamental, son resultado de la fusión par-cial de corteza continental más antigua. También las secuencias presentan cuerpos ígneos bási-cos (diques y sills), ubicados en las proximidades de los depósitos. En unos casos, corresponden a magmatismo intraplaca, de composición seme-jante a la de los basaltos alcalinos, mientras que

en otros corresponden a un magmatismo toleítico continental (Slack et al., 2010).

Rocas hospederas y asociadas. Metasedimen-tos silicoclásticos de grano fino: cuarcita granatí-fera, filitas, esquisto cuarzo - micáceo, esquisto biotítico, biotítico - granatífero, pelítico, cuarzo - sericítico, clorítico, albítico, dolomítico y esquisto talcoso. Capas ricas en biotita dentro de la su-cesión puede reflejar la presencia de unidades tobáceas máficas. Diques y sills de meta-gabro. También hay anfibolitas y pueden aparecer ro-cas ultramáficas en cantidades subordinadas. El grado de metamorfismo usualmente va desde la parte media de la facies de esquistos verdes a la superior de la facies anfibolítica, pudiendo lle-gar a la granulítica. Los esquistos y gneiss son de grano fino a medio.

La carencia de rocas sedimentarias de capa roja y de sus equivalentes metamorfizados (cuarcita rica en magnetita, por ejemplo), distingue a los depósitos pertenecientes a este modelo de los pertenecientes al tipo Cu ± Ag ± Co hospedados en sedimentos, particularmente de los de Cu - Co subtipo cooperbelt africano.

Edad de la mineralización. Las secuencias hos-pederas son principalmente del Proterozoico, aunque pueden ser del Arqueano o el Paleozoi-co. Sin embargo, la edad de la mineralización es indeterminada u objeto de debate, debido a la in-certidumbre introducida por la superposición su-cesiva de diferentes procesos geodinámicos a lo largo de grandes intervalos de tiempo.

Forma del depósito. Lenticular, de tabular a po-diforme y tubular, con espesor desde 1 m a 30 m, aunque pueden alcanzar hasta 100 m. La mayo-ría tiene 300 m - 1000 m de longitud, pero pueden alcanzar hasta 2 000 m de largo. La extensión vertical de los depósitos oscila desde menos de 50 m hasta 300 m (Slack, 2013). Los cuerpos mi-nerales suelen ser estrato-controlados o discor-dantes y generalmente alargados en dirección paralela a estructuras locales como fallas, zonas de cizalla, ejes de pliegues y a las intersecciones del plano de clivaje axial con la estratificación. En unos pocos casos, los cuerpos se ubican a lo lar-go de contactos litológicos. Por otra parte, las bre-chas son bastante comunes. Si el cuerpo mineral aflora, se forma un gossan bien desarrollado. Los depósitos suelen agruparse a lo largo de estruc-turas locales relacionadas con fallas corticales profundas.

Zonación del depósito. No presentan zonación. Las zonas con alta concentración de Au parecen tender a coincidir con las de Co, pero no por com-pleto.

Mineralogía de mena. Minerales de Co: carro-llita, linnaeíta, cobaltita, skutterudita, glaucodot, safflorita, esmaltina, siegenita, gersdorfita, pirita cobaltífera, arsenopirita cobaltífera, calcopirita, pirita, magnetita, hematites, pirrotita, arsenopirita, marcasita, millerita, tetraedrita, tenantita, bismuti-na, Bi nativo, Au nativo, uraninita, monacita, alla-nita, xenotima, molibdenita. Algunos depósitos contienen cantidades trazas de bornita, teluro-bismutina, gadolinita, seleniuros de Co, esfalerita o estannita. Pueden aparecer scheelita y barita (Höy, 1995; Slack, et al., 2010; Slack, 2013). Mine-rales oxidados. limonita, goethita, hematites, jaro-sita, melanterita, ludlamita, vivianita, eritrina (flor de cobalto), covelina, crisocola, azurita y mala-quita.

En algunos depósitos aparece solo uno -o unos pocos- de los minerales portadores de Co men-cionados aquí. Por otro lado, la abundancia de As (en forma de sulfoarseniuros y arseniuros) es un rasgo característico de este tipo de depósito. El Au, de grano fino, suele estar asociado con piri-ta, magnetita, cobaltita y con minerales portado-res de Te y Bi. La esfalerita está ausente o solo aparece en cantidades trazas. Un rasgo común es que los minerales de Co, paragenéticamente más tempranos, son sobreimpresos por calcopiri-ta más tardía. La magnetita, por su parte, si está presente, suele ser cortada o reemplazada por sulfuros, Au y otros minerales. La turmalina suele ser un mineral temprano, pero en algunos depó-sitos parece ser contemporánea con la minerali-zación (Slack, 2013).

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, mos-covita, con abundancia local de biotita, turmalina, albita, clorita, feldespato potásico y escapoli-ta. Subordinados: hornblenda, ankerita, siderita, dolomita ferrosa, calcita, fluorita. Raros: apatita, granates, piroxenos, anfíboles, cordierita, grafito. Pueden aparecer cloritoides.

Texturas y estructuras. Textura masiva, disemi-nada, de grano fino a grueso, colofórmica y, local-mente, brechosa.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, albi-tización, biotitización, escapolitización, cloritiza-ción y turmalinización en brechas. La biotita y la turmalina son ricas en Fe y la clorita lo es en Cl. Las zonas de alteración suelen ser lentes estrato-

controlados y, localmente, estratiformes. Las zo-nas de alteración espacialmente asociadas con los depósitos tienen de 0,3 m a más de 300 m de ancho.

La albitización suele ser la alteración más común y está descrita tanto a escala de distrito como de depósito mineral y es frecuente que siga las es-tructuras tectónicas. En las proximidades de los depósitos es representada por esquisto albítico, cuarzo - albítico, albítico - clorítico, rocas albíti-co - biotíticas y albítico - moscovíticas, cuarcita albitizada y albitita, entre otras litologías.

Controles de mena. Fallas extensionales sinse-dimentarias, márgenes de cuenca. Presencia de tobas máficas. Control litoestratigráfico (los cuer-pos minerales ocupan algunos intervalos, sepa-rados por otros de roca estéril).

Modelo genético. En general, se aprecia que en la formación y evolución de estos depósitos in-tervienen, como actores principales, un ambiente de rift (intracontinental u oceánico), con desarro-llo de secuencias de margen continental, y un ambiente orogénico colisional posterior. También pueden intervenir arcos cordilleranos, arcos de islas y ambientes de trasarco. En general, las me-nas suelen tener relación con litologías precám-bricas, cuya larga y compleja historia da lugar a que la intensa deformación y el metamorfismo regional oscurezcan los rasgos originales de la mineralización, lo cual impide discernir su natu-raleza y relaciones temporales con los diferentes eventos (magmáticos, tectónicos, metamórficos) ocurridos. En consecuencia, es muy difícil esta-blecer con claridad la génesis de estos depósitos.

Comúnmente, se considera (Slack et al., 2010) que la génesis de estos depósitos es compleja (poligénica) y está relacionada con:

1. Algún evento de extensión intracontinental, causante del desarrollo de estructuras de esca-la cortical y del relleno sintectónico de cuencas con grandes espesores de rocas sedimenta-rias, principalmente silicoclásticas. Este tipo de secuencia se acumuló en ambientes de aguas marinas someras.

2. La ocurrencia de un evento extensional su-perpuesto más joven, acompañado por mag-matismo bimodal intraplaca (o félsico intraplaca y máfico toleítico). Tal actividad intrusiva pudo ocurrir más de una vez a lo largo de un gran intervalo de tiempo geológico. El papel de es-te magmatismo en la génesis de los depósitos


no está claro, pues pudo haber actuado como fuente de metales, promotor de la modificación de depósitos minerales preexistentes, promotor de la preparación premineral del macizo rocoso o como fuente de calor. Por otro lado, los re-sultados isotópicos muestran que aporta S en mayor o menor medida. Igualmente, en el ca-so de los diques y sills máficos, dada su com-posición y proximidad espacial a los depósitos, han sido considerados por algunos autores co-mo probables fuentes del Co y el Ni presentes en las menas.

3. Un evento de compresión cortical (colisión). Dio lugar a la deformación y el metamorfis-mo regional de las rocas sedimentarias e íg-neas preexistentes, suministrando calor, fluidos metamórficos y vías estructurales para la mi-gración de metales. Este evento provocó la mo-dificación de la composición de los depósitos preexistentes.

También existen dificultades para discernir con exactitud la relación entre los fluidos hidroterma-les y la mineralización, pues se conoce la presen-cia de dos fluidos distintos, uno de alta salinidad y otro de baja salinidad. Igualmente, existen da-tos isotópicos que avalan la presencia, en calidad de agentes reductores, de materia orgánica, hi-drocarburos y de CO2 magmático o metamórfico (Slack et al., 2010).

La influencia de múltiples procesos en la forma-ción de los depósitos, así como la complejidad de sus relaciones mutuas, se refleja en las difi-cultades confrontadas a la hora de determinar la edad de la mineralización. Así, por ejemplo, en el caso del distrito mineral Blackbird, se estima que la mineralización de Cu - Co - Au - Bi pudo for-marse durante el Proterozoico Medio o quizás 1 300 millones de años después, durante el evento orogénico regional ocurrido en el Cretácico (Lund y Tysdal, 2007; Aleinikoff et al., 2010).

Otros autores plantean que las características de estos depósitos, estratocontrolados en alto grado, sugieren fuertemente que tuvieron un origen sin-genético. También plantean que las menas fueron concentradas por removilización posterior den-tro de vetas relativamente delgadas, concordan-tes y discordantes, las cuales, por su contenido de Co, son comparables con las del tipo Cooper-belt africano (Dill, 2009). No obstante, este tipo de morfología puede ser el resultado de un control estructural (fallas y zonas de cizalla) o litológico (capas de rocas permeables o reactivas), de mo-do que el proceso de mineralización pudo haber

ocurrido antes, durante o después del metamor-fismo regional. A pesar de ello, existen evidencias suficientes que favorecen un origen sedimenta-rio premetamórfico de al menos una parte de la mineralización (Andersen y Grorud, 1998; Lund et al., 2011; Slack, 2012). El resto de ella se re-laciona con el metamorfismo y el magmatismo (máfico y félsico), que en muchas ocasiones es sinorogénico. No obstante los datos isotópicos to-mados en los distritos minerales Blackbird (USA) y Modum (Noruega), apuntan a que la fuente de S y de otros metales es, en buena medida, la se-cuencia sedimentaria silicoclástica, aunque esto no sucede así en todos los casos (Slack, 2013).

La mayoría de estos depósitos presentan abun-dante magnetita y, en algunos casos, altas concen-traciones de Y, ETR y U. Igualmente, es frecuente la presencia de minerales ricos en K (biotita) o en Na (albita) en rocas encajantes alteradas. Estas características constituyen evidencias que permi-ten a algunos autores (Hitzman, 2000; Williams et al., 2005; Corriveau, 2007, Slack, 2013) sugerir un posible vínculo entre estos depósitos y los del tipo IOCG. Otros elementos en favor de esto es el carácter epigenético y generalmente pre-tectóni-co y sin-tectónico de las menas en ambos casos, así como la presencia común de Co, Cu y Au, y de inclusiones fluidas de alta salinidad y ricas en CO2. De este modo, aunque hay diferencias entre uno y otro modelo, puede inferirse la pertenen-cia de ambos a una misma familia genéticamente vinculada de modelos.

Los fluidos hidrotermales relacionados con la mineralización se originaron tanto a partir de salmueras de cuenca como de cuerpos magmáti-cos, aunque también pueden tener un origen me-tamórfico. Lo importante es el hecho de que hubo una mezcla de fluidos de diferentes orígenes, va-riando las proporciones de un caso al otro. En ellos el transporte de los metales probablemen-te se realizó principalmente a través de comple-jos clorurados, como lo sugiere la alta salinidad observada en las inclusiones fluidas. Asimismo, el mecanismo de formación de mena involucra la circulación altamente focalizada de los fluidos mi-neralizantes y una alta relación fluido - roca.


Firma geoquímica. Fe, Co. Cu, Au. Algunos de-pósitos presentan anomalías apreciables de Ag, Ni, Mo, Pb, Zn, Ba, Se, Te, As, Bi, Hg, W, Y, ETR, Th, U. La firma geoquímica varía en función de la composición litológica de las secuencias por las cuales circularon los fluidos hidrotermales y

de las que participan como fuentes de metales. En la exploración de estos depósitos son muy uti-lizados los métodos geoquímicos de flujo de dis-persión y jagua (natural o artificial).

Los estudios de inclusiones fluidas revelan la presencia de salmueras altamente salinas, en-tre 26 % y 45 % de NaCl equivalente, y de fluidos de baja salinidad portadores de CO2, si bien no queda claro el papel de estos fluidos en el trans-porte de metales hasta el sitio de precipitación de mena o en la removilización de la mineralización preexistente. En cuanto a las temperaturas de ho-mogeneización, usualmente oscilan entre 250 0C y 400 0C, pero resulta difícil dilucidar si las mis-mas reflejan las condiciones térmicas en que se precipitaron los sulfuros, las del metamorfismo, o las de los eventos hidrotermales sobreimpuestos ulteriores.

Los análisis isotópicos de б34S muestran que los valores medios por depósito oscilan entre 1 per mil y 21 per mil, lo cual sugiere que el S es prin-cipalmente de procedencia sedimentaria, aunque en los casos con valores más bajos, el aporte de S magmático fue predominante o significati-vo. Estos valores, a su vez, excluyen la formación de sulfuros a partir de H2S mediante reducción bacteriana durante la sedimentación o diagéne-sis, rasgo que distingue a estos depósitos de los del tipo SEDEX.

La limitada información disponible sobre análi-sis de isótopos de H y O muestra una reducción de los valores de бD y б18O en las rocas enca-jantes a distancias desde decenas de metros a unos pocos cientos de metros de las menas, lo cual refleja el intercambio isotópico fluido - roca ha ocurrido a altas temperaturas. Los análisis iso-tópicos de C en minerales carbonatados brindan evidencias en favor de la presencia de múltiples fuentes de C, que incluyen materia orgánica sedi-mentaria, o hidrocarburos derivados de ella, CO2 magmático o metamórfico.

Firma geofísica. A escala regional, la presen-cia de magnetita en muchas rocas hospederas permite utilizar la magnetometría y la gravime-tría en la identificación de zonas potencialmente mineralizadas. En el caso particular de la mag-netometría, los depósitos no suelen relacionarse con anomalías magnéticas discretas, sino que se asocian más bien con zonas “magnéticamente activas”. La aeromagnetometría, junto al método electromagnético de muy baja frecuencia (VLF) es útil en la identificación de lineamientos es-tructurales y zonas de cizalla a escala regional,

los cuales pueden ser importantes controles de la localización de los depósitos. Sin embargo, la presencia de cuerpos ígneos puede tener un im-portante impacto en el cuadro geofísico obser-vado, complicando su interpretación. Cuando las rocas encajantes alteradas e inalteradas afloran en superficie, la radiometría y la espectrometría gamma (Goad et al., 2000) permiten cartografiar las zonas de alteración en virtud de su alto conte-nido de K (biotita y feldespatos K).

La firma geofísica a escala de depósito es más compleja. Así, en presencia de abundante magne-tita se generan fuertes anomalías magnéticas de hasta 16 mil nT por encima del fondo regional. En cambio, si en las menas predomina la hematites, las anomalías magnéticas asociadas son relati-vamente poco intensas (Goad et al., 2000). Dado que los óxidos de Fe y los minerales silicatados ricos en Fe tienen relativamente altas densidades (5,2 t/m3 y de 3,0 t/m3 a 3,4 t/m3 respectivamente) en comparación con la de la corteza continental promedio (de 2,5 t/m3 a 2,7 t/m3), entre menas y rocas encajantes aparece un contraste de den-sidad capaz de generar anomalías gravimétricas de Bouguer identificables. Los métodos electro-magnéticos transientes (TEM) y la polarización inducida (PI) han resultado ser eficaces en la de-tección de estos depósitos, aunque también res-ponden a las zonas estériles con óxidos de Fe, que comúnmente presentan mayor extensión la-teral que las zonas mineralizadas propiamente di-chas. Los métodos electromagnéticos normales (EM) no resultan generalmente eficaces, posible-mente a causa de la rara presencia de minerali-zación masiva y continua en el tipo de depósito aquí considerado.

Otras guías de exploración. Presencia de se-cuencias potentes de rocas silicoclásticas con intercalaciones locales de rocas máficas meta-morfizadas del Proterozoico al Paleozoico. Pre-sencia de zonas de cizallas y ejes de pliegues.


Ley y tonelaje. Los depósitos tienen desde me-nos de 100 mil toneladas hasta 4,5 millones de t de mena, con 1,3 a 6 % de Cu y de 0,12 % a 0,4 % de Co, y contenido variable de Au, que llega hasta los 20 g/t (Höy, 1995). Un depósito prome-dio tiene alrededor de 1 millón de toneladas de mena con 0,3 % de Co, según puede deducirse de los datos presentados por Slack et al. (2010). De acuerdo con Slack (2013) la masa de mena varía entre 100 mil y 25 millones de toneladas, con leyes entre 0,1 % y 0,8 % de Co, general-


mente menos de 2 % de Cu y de 0,2 g/t a 2 g/t de Au, aunque puede alcanzar hasta 4,7 % de Cu y 6,3 g/t de Au. No obstante, en depósitos de este tipo se han reportado bonanzas de Au con 60 g/t y más (Slack, 2013).

Limitaciones económicas. La presencia de ba-jos contenidos de Cu limita el empleo de la mine-ría subterránea.

Importancia. Son pequeños productores de Cu, Co y Au.

Bibliografía

Aleinikoff, J. N., J. F. Slack, T. S. Hayes, C. M. Fan-ning, F. K. Mazdab, J. L. Wooden, 2010. U-Pb and trace elements in xenotime from sediment-hos-ted Co-Cu-Au and Cu-Ag deposits, ID-MT [abs.]. Goldschmidt 2010 Conference, Knoxville, Tennes-see, Abstracts Volume [también en Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 74, no. 11, Supplement 1, p. A11].

Andersen, T., H. F. Grorud, 1998. Age and lead isotope systematics of uranium-enriched co-balt mineralization in the Modum complex, sou-th Norway—Implications for Precambrian crustal evolution in the SW part of the Baltic Shield. Pre-cambrian Research, 91: 419 - 432.

Corriveau, L., 2007. Iron oxide copper-gold (±Ag ± Nb ± P ± REE ± U) deposits. A Canadian pers-pective. En Goodfellow, W.D., ed. Mineral deposits of Canada. A synthesis of major deposit- types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division Special Publication No. 5: 307 - 328.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B.V. doi. 10.1016/ j.earscirev.2009.10.011. Journal homepa-ge. www.elsevier.com/locate/earscirev.

Goad, R. E., A. H. Mumin, N. A. Duke, K. L. Nea-le, D. L. Mulligan, W. J. Camier, 2000. The NICO and Sue-Dianne Proterozoic, iron oxide-hosted, polymetallic deposits, Northwest Territories. Appli-cation of the Olympic Dam model in exploration. Exploration and Mining Geology, 9: 123 - 140.

Hitzman, M. W., 2000. Iron oxide-Cu-Au deposits. What, where, when and why, in Porter, T. M., ed. Hydrothermal iron oxide copper-gold & related de-

posits. A global perspective. Adelaide, Australia, PGC Publishing, 1: 9 - 26.

Höy, T. (1995). Blackbird sediment-hosted Cu-Co. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mi-nes and Petroleum Resources pages 41-43

Lund, K. I., R. G. Tysdal, 2007. Stratigraphic and structural setting of sediment-hosted Blackbird gold-cobalt-copper deposits, east-central Idaho. En Link, P. K., R. S. Lewis eds. Proterozoic geolo-gy of western North America and Siberia. Socie-ty of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication 86: 129 - 147.

Lund, K., R. G. Tysdal, K. V. Evans, M. J. Kunk, R. M. Pillers, 2011. Structural controls and evolu-tion of gold-, silver-, and REE-bearing copper-co-balt ore deposits, Blackbird district, east-central Idaho—Epigenetic origins. Economic Geology, 106: 585 - 618.

Slack, J. F. J. D. Causey, R. G. Eppinger, J. E. Gray, C. A. Johnson, K. I. Lund, K. J. Schulz, 2010. Co-Cu-Au Deposits in Metasedimentary Rocks -A Preliminary Report. U.S. Geological Survey Open-File Report 2010–1212. 13 p. Disponible enhttp.//pubs.usgs.gov/of/2010/1212/.

Slack, J. F., 2012, Stratabound Fe-Co-Cu-Au-Bi-Y-REE deposits of the Idaho cobalt belt, USA. Multistage hydrothermal mineralization in a mag-matic-related iron oxide-copper-gold system. Eco-nomic Geology, 107: 1089 - 1113.

Slack, J. F., ed., 2013, Descriptive and geoenvi-ronmental model for cobalt-copper-gold deposits in metasedimentary rocks. U.S. Geological Sur-vey Scientific Investigations Report 2010–5070–G, 218 p., http.//dx.doi.org/10.3133/sir20105070g. (v. 1.1, March 14, 2014)

Williams, P. J., M. D. Barton, D. A. Johnson, L. Fonboté, A. de Haller, G. Mark, N. H. S. Oliver, R. Marschik, 2005. Iron oxide copper-gold depo-sits. Geology, space-time distribution, and possi-ble modes of origin. En Hedenquist, J. W., J. F. H. Thompson, R. J. Goldfarb, J. P. Richards, eds. Economic geology one hundredth anniversary vo-lume, 1905–2005:371 - 405. Littleton, Colorado, Society of Economic Geologists, Inc.

Familia de los Depósitos de Ele-mentos de Tierras Raras

Esta familia de depósitos agrupa a depósitos de ETR, que tienen en común su asociación genéti-ca con cuerpos intrusivos alcalinos, peralcalinos y carbonatíticos. Entre las características más importantes de estos intrusivos (Verplancket al., 2014) se encuentran:

• Tienden a estar enriquecidos en elementos ta-les como ETR, Nb, Zr, Ta, Th y U.

• Las carbonatitas ricas en ETR tienden a estar enriquecidas en ETR ligeras, aunque existen casos en que las concentraciones más altas corresponden a las ETR pesadas.

• Los depósitos de ETR pueden contener una amplia variedad de minerales de mena, particu-larmente carbonatos, fosfatos o fluoratos. Entre los principales figuran la monacita, xenotima y bastnaesita.

• El tamaño de los minerales de mena puede ir desde cristales gruesos hasta finos, y pueden tener texturas complejas de reemplazamiento.

• El origen último de las altas concentraciones de ETR se halla en los procesos magmáticos, aunque los cuerpos con leyes económicas no siempre están claramente vinculados con pro-cesos magmáticos primarios, particularmente allí donde los procesos hidrotermales super-puestos pueden redistribuir y concentrar los ETR.

• Muchos cuerpos de carbonatitas presentas brechas.

• Las rocas encajantes en contacto con los cuerpos intrusivos generalmente se encuentran alteradas por fluidos magmáticos ricos en álca-lis (fenitización).

A esta familia pertenecen dos modelos de depó-sitos.

• ETR relacionados con intrusivos peralcalinos y carbonatíticos (Verplanck et al., 2014).• Vetas de Torio - Elementos de Tierras Raras (Staatz, 1992).

El primero de ellos (no presentado aquí) puede subdividirse en dos subtipos: 1) hospedados en carbonatitas y 2) hospedados en intrusivos peral-

calinos. Dentro de este segundo tipo se distingue, a su vez, dos estilos de mineralización: depósitos en complejos peralcalinos estratificados y depó-sitos asociados con intrusivos evolucionados quí-micamente (Verplanck et al., 2014). Ejemplos del primer estilo de mineralización son Nechalacho (Canadá), Kringlerne (Groenlandia) y Lozerovo (Rusia) y del segundo caso, Ghurayyah (Arabia Saudita) y Khaldzan-Buregtey (Mongolia). Entre los ejemplos de depósitos hospedados en car-bonatitas se encuentran Palabora o “Falaborwa” (Suráfrica), Bayan Obo (China) y Mountain Pass (California, USA).

Es interesante señalar que Groves y Veilreicher (2001) plantearon que el depósito Palabora repre-senta un miembro extremo de los depósitos de tipo IOCG, según las similitudes entre este depó-sito y el de Olympic Dam, particularmente en lo relativo al enriquecimiento en ETR ligeras, P, U, F y Th. Igualmente resulta objeto de controversia el origen de Bayan Obo, depósito que también pre-senta similitudes con depósitos bien conocidos del tipo IOCG y donde el producto principal es el Fe, obtenido de menas magnetítico - hematíticas, y las ETR son productos acompañantes.

Aunque Verplancket al., (2014) incluyen al depósi-to Bokan Mountain como un caso representativo del segundo subtipo del modelo ETR relaciona-dos con intrusivos peralcalinos y carbonatíticos, los autores de la presente obra consideran, a la luz de la descripción de este depósito ofrecida por los citados autores, que se trata de un ejem-plo muy representativo del segundo modelo de depósito mencionado (Vetas de Th - ETR), el cual se presenta en las páginas siguientes.

Bibliografía

Groves, D. I., N. M. Vielreicher, 2001. The Phala-bowra (Palabora) carbonatite-hosted magnetite–co-pper sulfide deposit, South Africa—An end-member of the iron-oxide copper–gold–rare earth element deposit group?. Mineralium Deposita, 36: 189 - 194.

Staatz, M. H., 1992. Descriptive model of Thorium - Rare Earth veins. En Bliss, J. D., Ed., Developments in mineral deposit modeling. U.S. Geological Survey Bulletin 2004. 168 págs.

Verplanck, P. L., B. S. Van Gosen, R. R. Seal, A. E. McCafferty, 2014. A deposit model for carbonatite and peralkaline intrusion-related rare earth element deposits. U. S. Geological Survey Scientific Investi-gations Report 2010–5070-J, 58 págs. http.//dx.doi.org/10.3133/sir20105070J.


Vetas de Torio - Elementos de Las Tierras Raras

Identificación


Subtipos de depósitos. ETR - Th en diques de carbonatitas

Productos. Th, ETR.

Subproductos. Normalmente ninguno. Puede te-ner cantidades significativas de Pb, Ag y BaSO4, así como Au.

Tipos de depósitos asociados. ETR relaciona-dos con intrusivos peralcalinos y carbonatíticos.

Ejemplos mundiales. Vetas de Th – ETR: Bokan Mountain (Alaska, USA), Distrito Mineral Lemhi Pass (Idaho, USA), Distrito Mineral Powderhorn y Wet Mountains area (Colorado, USA), Capitan Mountain y Laughlin Peak (New Mexico, USA), Hoidas Lake (Canadá). Maoniuping (R. P. China), Diques de carbonatitas: Mineral Hill (Idaho, USA), Bear Lodge Mountains, (Wyoming, USA).

Ejemplos cubanos. Embarque, Tres Antenas (Camagüey).


Ambiente geodinámico. Depósitos generalmen-te ubicados en secuencias intracratónicas, aso-ciados con fallas regionales y relacionados con zonas de rift continental. Sin embargo, algunos se hallan cerca de límites de placas convergentes o en ambientes orogénicos, asociados con intrusi-vos alcalinos y carbonatíticos.

Ambiente deposicional. Depósitos formados por sistemas de vetas estructuralmente controla-dos, comúnmente asociados con complejos intru-sivos de rocas alcalinas y peralcalinas, así como de carbonatitas (Verplanck et al., 2014). Los cuer-pos ígneos pueden ser sills, stocks, diques y de forma irregular. Las vetas de Torio - ETR gene-ralmente ocurren en un anillo exterior alrededor de las rocas alcalinas (pueden alejarse hasta 16 km de intrusivo alcalino), pero pueden localizarse dentro de los intrusivos fuentes de metales. La mena se presenta dentro de fracturas en rocas frágiles. Las secuencias encajantes pueden estar metamorfizadas.

Rocas hospederas y asociadas. Hospedadas en cuarcitas precámbricas, esquistos hornblén-dicos, gneis, granito, granito riebeckita, riolita, fonolita, traquita, cuarzo - diorita, cuarzo - mon-zonita, cuarzo - sienita y brecha intrusiva. Rocas asociadas alcalinas y peralcalinas, granito ae-girina, carbonatitas, fenitas y granitos. También pueden aparecer como rocas asociadas volcani-tas de cualquier composición, grauvacas y lutitas negras, aunque ellas no tienen relación genética con la mineralización.

Edad de la mineralización. Rocas hospederas principalmente precámbricas, pero en algunas áreas son mesozoicas y cenozoicas.

Forma del depósito. Vetas tabulares, usualmen-te de grano fino, siendo común que estén fuer-temente manchadas con óxidos de Fe ± óxidos de Mn. Su longitud por el rumbo varía entre 1 m y 1350 m y el espesor desde 1 cm hasta 20 m (Staatz, 1992; Pu et al., 2001). Las zonas minera-lizadas, con un número variable de vetas, pueden tener hasta 2150 m de largo y 75 m de ancho, con una extensión por el buzamiento de hasta 300 m o más (Staatz, 1992; Pu et al., 2001; Verplanck et al., 2014).

Zonación del depósito. Algunos depósitos pue-den presentar bandeamiento mineralógico dentro de las vetas.

Mineralogía de mena. Principales: torita, monaci-ta, bastnäesita. Minerales subordinados: torianita, brockita, fluorapatita, allanita, ancilita, xenotima, parisita, crandallita, chevkinita, britholita, hemati-tes, magnetita. Raros: pirita, galena, esfalerita y Ag nativa. Pueden aparecer otros minerales portado-res de ETR como: gadolinita, kainosita, synchysita, fergusonita, samarskita y euxenita. Oxidados: goe-thita, limonita y óxidos de Mn.

Las vetas de Th- ETR tienen una relativamente alta relación Th/ETR, mientras que, por el con-trario, los diques de carbonatitas tienen una re-lativamente baja relación Th/ETR, además de significativas concentraciones de Nb.

En estos depósitos pueden aparecer menas de enriquecimiento secundario, con concentracio-nes de ETR más elevadas que las presentes en las menas primarias. Así en el yacimiento Mao-niuping (SW de la R. P. China), las menas pri-marias contienen entre 2,7% y 3,9% de ETR2O3, mientras que las menas secundarias, intemperi-zadas y oxidizadas, tienen entre 10,0 % y 13,6 % de ETR2O3 (Xu et al., 2004).

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, fel-despato K, biotita. Subordinados: barita, fluorita, apatito, albita, microclina, epidota, clinopiroxe-no, anfíboles, hialofana, egirina, egirina-augita, micropertita -intercrecimiento muy fino de micro-clina-, riebeckita, rutilo, anataxa, titanita, zircón, calcita, dolomita, ankerita, siderita, perovskita. En los diques de carbonatitas puede aparecer ade-más pirocloro rico en Nb.

Texturas y estructuras. Los minerales pueden ser de grano grueso o fino. Textura brechosa, bandeada, zonal.

Alteraciones hidrotermales. Fenitización, sili-cificación, albitización, cloritización y hematitiza-ción. Los minerales de hierro se alteran a goethita ± lepidocrocita ± hematites.

Un rasgo general relacionado con los intrusivos alcalinos es la presencia de alteración metaso-mática alcalina (fenitización) en las rocas enca-jantes. Las fenitas se clasifican en ricas en Na y ricas en K. Las primeras se caracterizan por la presencia de feldespatos y anfíboles alcalinos, así como de piroxenos sódicos; en tanto las se-gundas se caracterizan por la presencia de fel-despato K (Le Bas, 2008). No obstante, también abundan las fenitas de composición intermedia, ricas en Na y K. La composición mineralógica de estas rocas alteradas varía en función de la composición litológica del protolito, de la distancia al cuerpo intrusivo fuente del fluido hidrotermal, de la composición del fluido y de las variaciones de su caudal y composición en el tiempo (Ver-planck et al., 2014). La zona de alteración entor-no a los cuerpos intrusivos es pequeña, desde varios cientos de metros en la parte profunda a solamente unas decenas de metros en la parte superior del sistema. La zona de fenitización alre-dedor de las vetas, cuando aparece, es estrecha (Staatz, 1992).

Controles de mena. Magmático: presencia de cuerpos intrusivos alcalinos. Estructural: fallas que sirven como vías de migración de fluidos mi-neralizados y sitios de deposición de mena. Las fallas pueden disponerse radialmente con rela-ción a los complejos intrusivos o ser paralelas a la dirección tectónica dominante en la zona.

Modelo genético. En general, en los intrusivos alcalinos, peralcalinos y carbonatíticos, el mag-ma evoluciona pasando por un proceso de cris-talización fraccionada a medida que desciende la presión y la temperatura. Durante este proceso los ETR tienden a comportarse como elementos

incompatibles; por lo tanto, no suelen incorporar-se a los minerales formadores de rocas, motivo por el cual ellos se van concentrando en el mag-ma residual en la misma medida en que progresa el proceso de cristalización. De este modo, este proceso de pre-mineralización es de carácter or-tomagmático (Verplanck et al., 2014) y es el que da origen a los intrusivos que sirven como fuen-tes de metales. Asimismo, la alta concentración de ETR, Sr y Ba en los minerales de mena con-firma esta relación genética entre los depósitos y las rocas intrusivas alcalinas o carbonatíticas. Los fluidos mineralizados son de origen esencial-mente magmático.

En el caso de los depósitos aquí tratados, el pro-ceso de formación de mena propiamente dicho es de carácter hidrotermal, pues los fluidos hidro-termales, luego de recorrer hasta más de 10 km a lo largo de las vías de migración (fallas y fracturas principalmente), precipitan su contenido, crean-do los sistemas vetíticos de cuerpos minerales (Philpotts et al., 1998) básicamente por reempla-zamiento metasomático. Los posibles ligantes in-volucrados en la transportación de ETR son F-, Cl-, CO3

-2, OH-, SO4-2 y HCO3

-. Entre ellos, es el F- el que forma los complejos más fuertes (Xu, et al., 2004; Migdisov y Williams-Jones, 2007; Mig-disov et al., 2009). Las diferentes generaciones de vetas muestran diferencias en su composición química y mineralógica, con variaciones en su contenido de ETR. Se estima que la acumulación masiva de minerales de ETR comienza cuando disminuye la concentración de F en el fluido y es-te se mezcla con uno rico en carbonato de calcio. La temperatura de formación de las menas pue-de ser tan baja como 196 0C - 116 0C (Xu, et al., 2004). Los otros ligantes pueden ser desestabili-zados por cambios de presión, temperatura y fu-gacidad de oxígeno.


Firma geoquímica. Th, ETR, Y, U, Zr, Ba, Sr, Pb, Zn, Nb, Fe, Mn, Ti, Ag, F. Anomalías regionales de ETR, F, Ti y Nb en flujo de dispersión, asociadas con intrusivos alcalinos y carbonatitas, potencial-mente relacionadas con la mineralización.

Las anomalías de Th son muy pequeñas debido a que este elemento es poco móvil y a que los minerales portadores de la mineralización suelen ser resistentes al intemperismo.

El método de jagua (concentrados mineralógicos) puede ser efectivo debido a que la mayoría de los minerales de ETR son relativamente pesados


y resistentes al intemperismo, como la monaci-ta, pirocloro, xenotima, allanita, zircón, kainosita, torita, uranotorianita y la euxinita (Barker y Van Gosen, 2012). Los concentrados pueden obtener-se inicialmente mediante el uso de bateas, con-centración gravimétrica mecanizada o mediante separación en medios pesados. Debido a la re-sistencia química de muchos minerales de ETR, puede recurrirse al empleo de técnicas que no requieren disolución de la muestra, como la fluo-rescencia de rayos X o el análisis por activación neutrónica. De otro modo, debe acudirse a cuida-dosos procedimientos que aseguren la disolución total antes de utilizar técnicas como la del plasma inductivamente acoplado (ICP por sus siglas en inglés). También pueden obtenerse los resultados mediantes el análisis mineralógico al microscopio y otras técnicas.

En el caso de depósitos enterrados puede ser efectivo el muestreo biogeoquímico de plantas, sometiéndose a análisis las muestras una vez re-ducidas a cenizas.

Firma geofísica. Anomalías espectrométricas in-tensas en el canal de Th asociadas a las vetas, las cuales pueden ser acompañadas por anoma-lías en el canal K y en el canal U(Ra). El peque-ño espesor de las vetas y su escasa exposición superficial pueden dificultar su detección por es-ta vía. La gravimetría puede detectar los cuerpos intrusivos alcalinos, peralcalinos o carbonatíticos como anomalías positivas, pues sus rocas tienen una densidad mayor que la promedio cortical. La magnetometría puede igualmente detectar estos intrusivos por su contenido de minerales mag-néticos. Adicionalmente, aquellos depósitos con abundante magnetita, ilmenita y/o perovskita pueden tener asociadas anomalías magnéticas positivas.

Otras guías de exploración. Presencia de intru-sivos alcalinos y/o de carbonatitas en secuencias volcánicas e intrusivas, los que pueden ser más o menos isométricos y circulares. Abundancia de óxidos de Fe marcando estructuras lineales en superficie.


Ley y tonelaje. La masa de mena para el 90 per-centil es de 7 mil toneladas, con 0,13 % de óxido de Th. Para el 50 percentil, la masa de mena es de 180 mil toneladas de mena, con 0,39 % de óxi-do de Th. Para el 10 percentil, la masa de mena asciende a 4,4 millones de toneladas, con 1,2 % de óxido de Th y 0,5 % de óxidos de ETR (Staatz,

1992).El citado autor aclara que el modelo de ley - tonelaje confeccionado tiene limitaciones y fue construido adoptando algunas reglas en el manejo de los datos. Eso puede explicar la exis-tencia de depósitos pequeños con altas leyes de óxidos de ETR, entre 1,0 % y 5 %, que no respon-den bien a este modelo de ley - tonelaje.

Limitaciones económicas. Los depósitos indivi-dualmente son pequeños. Otros elementos a ser considerados, además de la ley y el tonelaje ge-neral del depósito, son la mineralogía (unos mi-nerales son de más fácil tratamiento que otros), la granulometría de los minerales de mena (la gra-nulometría gruesa es más ventajosa), así como la distribución y ley de mena de los ETR indivi-duales, todo lo cual, a su vez, se relaciona con los precios de mercado, que varían grandemente de un metal al otro. Así, por ejemplo, el óxido de Eu se vende a un precio 100 veces superior al de los óxidos de La y Ce (Verplanck et al., 2014). La pre-sencia en el depósito de otros productos, además de elementos de tierras raras, es un importante factor en su evaluación económica.

Importancia. Fuente de torio y de ETR (lantáni-dos), minerales estratégicos de gran valor, parti-cularmente los últimos mencionados. Suministran un 24 % de la producción china de ETR (Wu, et al., 1996).

Bibliografía

Barker, J. C., B. S. Van Gosen, 2012. Alaska’s rare earth deposits and resource potential. Mining En-gineering, 64 (1): 20 - 32.

Le Bas, M. J., 2008. Fenites associated with car-bonatites. Canadian Mineralogist, 46: 915 - 932.

Migdisov, A. A., A. E. Williams-Jones, 2007. An ex-perimental study of the solubility and speciation of neodymium (III) fluoride in F-bearing aqueous solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71: 3056 - 3069.

Migdisov, A. A., A. E. Williams-Jones, T. Wagner, 2009. An experimental study of the solubility and speciation of the rare earth elements (III) in fluo-ride- and chloride-bearing aqueous solutions at temperatures up to 300°C. Geochimica et Cosmo-chimica Acta, 73: 7087 - 7109.

Philpotts, J. A., C. D. Taylor, Tatsumoto, Mitsuno-bu, H. E. Belkin, 1998. Petrogenesis of late-sta-ge granites and Y-REE-Zr-Nb-enriched vein dikes of the Bokan Mountain stock, Prince of Wales Is-

land, southeastern Alaska. U.S. Geological Sur-vey Open-File Report 98–0459, 71 p.

Pu, G., H. Chen, Z. Yang, 2001. REE metalloge-nic history and features in Panxi region, Sichuan. En Proceedings of the 4th International Conferen-ce on Rare Earth Development and Application. Zongsen, Y., Y. Chunhua, X. Guangyao, N. Jin-gkao, C. Zhanheng Eds. 1–5 Beijing, China. Meta-llurgical Industry Press.

Staatz, M. H., 1992. Descriptive model of Thorium - Rare Earth veins. En Bliss, J. D., Ed., Develop-ments in mineral deposit modeling. U.S. Gological Survey Bulletin 2004. 168 págs.

Verplanck, P. L., B. S. Van Gosen, R. R. Seal, A. E. McCafferty, 2014. A deposit model for carbo-natite and peralkaline intrusion-related rare earth element deposits. U. S. Geological Survey Scien-tific Investigations Report 2010–5070-J, 58 págs., http.//dx.doi.org/10.3133/sir20105070J.

Wu, C., Z. Yuan, G. Bai, 1996. Rare earth depo-sits in China. En Rare Earth Minerals. Chemistry, Origin, and Ore Deposits. Jones A. P., F. Wall, C.T. Williams Eds. Mineralogical Society Series 7: 281 - 310 London. Chapman and Hall.

Xu, Ch., H. Zhang, Z. Huang, C. Liu, L. Qi, W. Li, T. Guan, 2004. Genesis of the carbonatite-syeni-te complex and REE deposit at Maoniuping, Si-chuan Province, China.Evidence from Pb isotope geochemistry.Geochemical Journal, 38: 67 - 76.


Familia de los Depósitos Lateríticos de Fe - Ni - Co

Los depósitos supergénicos de níquel han sido clasificados de diferentes formas, generalmente sobre la base de algunas características del man-to de meteorización que los contiene. Son cono-cidas las denominaciones morfológicas de esta clase de depósitos, muy difundidas por la escuela geológica soviética (I. Guínsburg, 1963; V. Smir-nóv, 1976) y aplicada en Cuba en la década del 1970, como yacimientos de tipo manto y de tipo li-neal, con subtipos denominados lineal de grietas, lineal de contacto y cársico de contacto, y el tipo mixto manto-lineal.

Los depósitos también se clasificaron teniendo en cuenta criterios mineralógicos. Así, fueron de-nominados yacimientos de perfil kerolítico-non-tronítico-ocroso o de tipo perfil completo; y de perfil kerolítico-ocrosos, o de perfil reducido (Ni-kítin, 1971), clasificación que también tuvo una determinada aplicación en Cuba. También fueron empleadas otras clasificaciones desarrolladas a partir de criterios geomorfológicos, así como combinaciones de las diferentes clasificaciones mencionadas.

Más recientemente, a finales del siglo pasado (Brand et al., 1998), se utilizaron criterios quími-cos, que dieron lugar a las siguientes denomi-naciones: depósitos hidro-silicatados, depósitos arcillosos silicatados y depósitos de óxidos.

En el presente siglo se publicó la clasificación de depósitos minerales de Dill (2009), que inadecua-damente considera a los depósitos supergénicos de níquel como sedimentarios, y los refiere a lo-calidades tipos, como “tipo Cawse”, “tipo Nique-landia-Nueva Caledonia”, “tipo Ural”, ignorando a veces la existencia de más de un tipo de depósito en una misma localidad, como en el caso de Los Urales, en Rusia.

Sin embargo, estas diversas clasificaciones nun-ca llegaron a tratar los depósitos supergénicos de níquel con una estructura sistémica de modelo de yacimiento en su concepción básica. No es sino en 1986 en que aparece el primer modelo pro-piamente, (modelo descriptivo 38a-Lateritic Ni; Singer, 1986), modificado con posterioridad con-juntamente con D.P. Cox, que si bien sistematizó y estructuró las características de los depósitos de níquel supergénico, resultaba aún demasiado general y no podía aplicarse a la toda la diversi-

dad de tipos y subtipos de estos depósitos mine-rales.

Tal fue el caso de los depósitos de níquel super-génico de Cuba, lo que motivó que en el 2002 se crearan tres modelos descriptivos adecuados a los depósitos de Cuba (Lavaut, 2002; Lavaut et al., 2002 a y b; Lavaut, 2003.), también válidos para otros depósitos del mundo. Estos modelos fueron denominados depósitos Fe-Ni-Co “lateríti-cos”, “laterítico-saprolíticos” y “sedimentarios lito-rales”; y tienen un fundamento litológico. Las premisas para su desarrollo fue la prepon-derancia del principio litológico en el tratamiento de las cortezas de meteorización en Cuba, perfi-lado a partir de las décadas de 1970 y 1980 (W. Lavaut, 1987; W. Lavaut, 2003) y aún vigente. Es-te principio litológico también alcanzó universa-lidad en otros países con abundantes depósitos de níquel supergénico (Elias et al., 1981; Nahom, 1991;Tardy, 1992; Butt & Zeegers, 1992).

Conjuntamente con el progreso universal alcan-zado en el principio litológico, aún persisten se-rias dificultades terminológicas por no existir una nomenclatura litológica de las rocas de la meteo-rización mundialmente acordada/aceptada. Así, son ambiguos en su aplicación mundial los tér-minos “laterita”, “bauxita”, “corteza”, “perfil”, “zona-lidad”, “horizonte”. En este respecto, es necesario utilizar “laterita” para designar la parte esencial-mente compuesta por sesquióxidos de hierro (Fe>38-40 %) de los mantos de meteorización (con la fábrica del protolito o sin ella), reservando el término “bauxita” para las cortezas aluminífe-ras, compuestas esencialmente por sesquióxidos de aluminio (con la fábrica del protolito o sin ella). El término “horizonte” no debe utilizarse en el lu-gar de “zona” en la terminología litológica de la meteorización, puesto que el mismo se utiliza ca-nónicamente en Edafología para demarcar capas del suelo, según principios pedológicos que no son puramente litológicos, ya que toman en cuen-ta la materia orgánica y otros parámetros compo-sicionales.

Asimismo, el término “corteza” (o “manto”) de meteorización implica una génesis eluvial y su conservación in situ; por tanto el término “corte-za redepositada”, “laterita sedimentaria” y otros semejantes que impliquen una génesis sedi-mentaria, no eluvial, son erróneos y deben ser erradicados del léxico de la meteorización. En tales casos, las rocas deben nombrarse por la nomenclatura mundial existente para las rocas sedimentarias (cementadas o no): grava, conglo-

merado, aglomerado, arcilla, pelita, limolita, luti-ta, y otros, precisando si son rocas denudativas (deluvios, proluvios, aluvios) o francamente se-dimentarias estratificadas (con fauna o sin ella); estas últimas deben relacionarse con alguna for-mación estratigráfica existente o que debe ser creada.

La inexistencia de un acuerdo internacional lexi-cográfico para las rocas de la meteorización, co-mo tampoco lo hay en Edafología, ha conllevado a que cada escuela geológica/región/país haya tenido que crear su propia nomenclatura acorde a sus particularidades geológicas y necesidades prácticas. En Cuba se implantó hace varias déca-das una clasificación de tipo litológico para repre-sentar la zonación de la corteza de meteorización (Lavaut, 1987, 1998, 2003), vigente hasta el pre-sente y que figura en múltiples bases de datos, informes geológicos y otros documentos oficia-les. Un paralelismo entre la clasificación cubana y otras utilizadas en el mundo se expone en la tabla 1.

En esta compilación de modelos de depósitos mi-nerales, y para el nuevo mapa metalogénico de Cuba a escala 1.250 000, la clasificación cubana de los depósitos de níquel supergénico fue me-jorada, de acuerdo con un esquema de descrip-ción general más detallado y con la inclusión de sub-tipos de depósitos, que no figuraban en la ini-cial de 2002.

Así, actualmente, el modelo “laterítico” incluye ahora el subtipo “laterítico-pisolítico”; el “lateríti-co - saprolítico” incluye los subtipos “laterítico-sa-prolítico serpentínico” y “laterítico-saprolítico arcilloso”; y en el subtipo “sedimentario” se han incorporado tres sub-tipos: “sedimentario afloran-te goethítico”, “sedimentario confinado chamosíti-co” y “sedimentario confinado sulfuroso”.

La significación geólogo-económica de los mode-los, en el caso de Cuba, es como sigue: el mode-lo “laterítico” produjo el 40 % del total del mineral extraído en el país, el laterítico-saprolítico aporta el 60 % y del “sedimentario” no han sido estable-


cidos depósitos confinados; los aflorantes no han producido yacimientos niquelíferos ni cobaltíferos de importancia práctica, debido al limitado tama-ño de los depósitos y muy bajos contenidos de níquel y cobalto.

Bibliografía

Brand, N. W., C. R. M. Butt y M. Elias, 1998. Nickel laterites: classification and features. AGSO Jour-nal of Australian Geology and Geophysics, 17: 81 - 88.

Butt, C.R.M., H. Zeegers, 1992. Regolith explora-tion geochemistry in tropical and subtropical te-rrains. Elsevier, ISBN 0 444 89095 5.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B.V. doi: 10.1016/ j.earscirev.2009.10.011. Journal homepa-ge: www.elsevier.com/locate/earscirev.

Elias, M., M.J. Donaldson, N.E. Giorgette, 1981. Geology, mineralogy and chemistry of larteritic nickel-cobalt deposits near Kagoorlie, Western Australia. Economic Geology, 76:1775 - 1783.

Guínzburg, I.I., Nikítin, K.K., 1963. Términos y definiciones, relacionados con la corteza de in-temperismo. Editora A.C. de la URSS, (en idioma ruso).

Lavaut Copa, W., 1987. Zonalidad y potencial menífero de la corteza de intemperismo de hi-perbasitas de Cuba oriental (Región Moa). Rev. “Geologia y Exploración”, IPGM, 8: 124-128, (en ruso).

Lavaut Copa, W., 2002. Modelo descriptivo de de-pósitos Fe-Ni-Co sedimentarios litorales. Trabajo final del Curso de Posgrado “ Modelos de Yaci-mientos Minerales” impartido por Ariosa Iznaga J. D. UO-EGMO, (Inédito).

Lavaut Copa W., H. Barrabi Diaz y R. Rodríguez Crombet, 2002 a. Modelo descriptivo de depósi-tos Fe-Ni-Co lateríticos. Trabajo final del Curso de Posgrado “Modelos de Yacimientos Minerales” impartido por Ariosa Iznaga J.D. UO-EGMO, (In-édito).

Lavaut Copa W., P. S. Bergues Garrido y M. La-brada García, 2002. Modelo descriptivo de de-pósitos Fe- Ni-Co lateríticos saprolíticos. Trabajo final del Curso de Posgrado “Modelos de Yaci-

Fe - Ni - Co Supergénico Tipo Lateritico

Identificación

Sinónimos. Tipo oxidado; tipo limonítico; ti-po ocroso niquelífero-cobaltífero; tipo querolíti-co-ocroso; tipo perfil reducido.

Subtipos de depósitos. Laterítico-pisolítico, for-mado por coraza y/o laterita roja.

Productos. Ni, Co.

Subproductos. Fe2O3, Cr, Sc, corrector de ce-mento, pigmentos para lacas y pinturas.

Tipos de depósitos asociados. Ni supergénico tipo saprolítico - saprolítico, Ni tipo sedimentario, cromitas podiforme, VMS máfico ultramáfico.

Ejemplos mundiales. Fanerozoicos. Elizavetíns-koye (Rusia), Ufaléysky (Rusia); Kalum (Liberia). También se hallan en Brasil, India, Nueva Caledo-nia, Las Filipinas, Papuá-Nueva Guinea, Burundi.

Ejemplos cubanos. Pinares de Mayarí Oes-te (distrito mineral Mayarí, Holguín); Luz (distrito mineral Nicaro, Holguín); Camarioca Norte, Moa Oriental, Yagrumaje Oeste (distrito mineral Moa, Holguín).


Ambiente geodinámico. Terrenos ofiolíticos ob-ducidos o intrusivos ultramáficos estratificados en secuencias cratónicas. Los segundos están fuer-temente erosionados en condiciones de estabili-dad tectónica prolongada y frecuentemente están divididos en bloques neotectónicos. En el caso de las ofiolitas, predominan las litologías pertene-cientes a las tectonitas, cúmulos ultramáficos y la zona de transición.

Ambiente deposicional. Los depósitos se for-man superficialmente, por encima del nivel freá-tico y en presencia de un fuerte drenaje de las aguas, sobre geomorfotipos colinosos y monta-ñosos con pedimentaciones y colinas, en ocasio-nes multiaterrazadas, así como en las cimas con superficies peniplanizadas o en forma de domos, facilitado por fallas y sistemas de grietas. Las superficies óptimas para la deposición presen-tan pendientes entre 50 y 150. El valor crítico de pendiente oscila entre 200-250. El subtipo lateríti-co-pisolítico se halla frecuentemente en las pen-dientes muy bajas (< 50) y altas (200-250).

Rocas hospederas y asociadas. Los depósitos minerales yacen directamente sobre la superficie agrietada de las rocas madres (protolitos) a las que se asocian, y se hospedan casi totalmente dentro de ocres o lateritas sensu strictu, por lo que las saprolitas no existen o tienen un desarro-llo extremadamente subordinado.

Las rocas madres fundamentales son ultrama-fitas poco serpentinizadas (45 % - 60 %). duni-ta, harzburgita, wehrlita y sus serpentinitas, así como serpentinitas antigoríticas. Otras litologías presentes, generalmente en forma de diques o masas, son troctolita, gabro olivínico, gabro nor-mal, norita y raramente plagiogranito, las que al meteorizarse aportan estéril y componentes no-civos a la mena.

Edad de la mineralización. Desde el Triásico, con preponderancia durante el Mesozoico Su-perior y el Cenozoico (post-Campaniano-Pleis-toceno). La datación se basa en evidencias estratigráficas, paleogeográficas y geomorfológi-cas (Glazkovsky, 1963). En Cuba la datación más frecuente adoptada es Mioceno-Plioceno, pero puede extenderse hasta el Cuaternario e incluso al Presente (Buguelsky, 1979).

Forma del depósito. Cuerpos zonales lenticu-lares y tabulares irregulares, compuestos por un manto laterítico con la total –o casi total– ausen-cia de saprolitas, que sólo se hallan en forma de relictos locales dispersos. Frecuentemente el man-to laterítico es medianamente potente (4 m - 7 m) y de espesor variable (50 % - 80 % de variabilidad respecto al valor medio). El espesor productivo niquelífero-cobaltífero promedio es de 3 m. Este modelo laterítico se identifica por constituir exten-sas áreas continuas del manto de meteorización, que en los depósitos cubanos puede llegar a al-canzar 40 % - 80 % y más de su superficie total (por ejemplo: Pinares de Mayarí, Camarioca Nor-te, Yagrumaje Oeste, Moa Oriental, Cajábana).

Zonación del depósito. Los depósitos muestran una zonación vertical significativa, expresada en un macrobandeamiento litológico del manto la-terítico, con una especialización composicional y textural en tres capas (de arriba-abajo: cora-za - laterita roja/parda - laterita amarilla o “limo-nita”), que controlan la distribución espacial de la mineralización y la aparición del subtipo de es-tos depósitos. Los tenores de los metales útiles y componentes nocivos varían en corresponden-cia con esta zonación litológica. Las fluctuaciones más frecuentes de los tenores principales en los

mientos Minerales” impartido por Ariosa Iznaga, J. D. UO-EGMO, (Inédito).

Lavaut Copa, W., 2003. La meteorización de la ofiolita de cuba oriental. Modelos geológicos y terminología cubana. Memorias TGMNI03- ISBN 959-7117-11-8.

Nahon, D.B., 1991. Introduction to the petrology of soils and chemical weathering. New York, 313 pp.Nikítin, K.K. et al., 1971. Regularidades mineraló-gico-geoquímicas de la formación de los perfiles y minerales útiles de la corteza de meteorización. Editorial NAUKA (en ruso).

Singer, D. A., 1986. Descriptive model of Lateritic Ni. En Cox, D. P., D. A. Singer Eds, Mineral Depo-sit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 291 p.

Smirnov, V. I., 1976. Geología de Yacimientos Mi-nerales, Editorial NEDRA (en ruso).

Tardy, Y., 1992. Diversity and terminology of late-ritic profiles. En Weathering, soils and paleosols. Martini, I.P. y W. Chesworth (Eds.), Elsevier, Am-ster


representantes cubanos de este modelo son co-mo siguen (Lavaut Copa, 1987).

a) Coraza + laterita roja (textura pisolítico-con-crecional. No se conserva la fábrica del proto-lito): 40 % - 48% de Fe, 0,4 % - 0, 8% de Ni, 0, 015 % -0.075% de Co, 10 % - 17% de Al2O3, 1,5 % -3.5 % de SiO2, 0,3 % - 0,85% de MgO. Los contenidos típicos de otros componentes útiles minoritarios son: 2,76 % de Cr2O3, 0,79% de MnO y 0,42 % de TiO2.

b) Laterita parda (textura cumular–terrosa. No se conserva la fábrica del protolito): 45 % - 50 % de Fe, 0,7 % - 1,0 % de Ni, 0,03 % - 0,13% de Co, 7 % -10% de Al2O3, 2 % - 4 % de SiO2, 0,5 % -1,5 % de MgO. Los contenidos tí-picos de otros componentes útiles minoritarios son: 3,1% de Cr2O3, 0,75 %de MnO y 0,12 % de TiO2.

c) Laterita amarilla [“limonita”] (textura limo-so-pelítica). Se conserva la fábrica del protoli-to): 43 % - 47 % de Fe, 0, 9 % -1,35% de Ni, 0,09 % - 0,165 % de Co, 6,5 % - 8,5% de Al2O3, 2,5 % -7 % de SiO2, 0,3 % - 0,85 % MgO. Los contenidos típicos de otros componentes útiles minoritarios son: 3,03% de Cr2O3, 1,04 % de MnO y 0,09 % de TiO2. En este tipo de depósito esta capa es la de mayor espesor y ella encie-rra la mayor parte del tonelaje de mineral y los más altos tenores.

Mineralogía de mena. Minerales principales: oxi-hidróxidos de hierro (goethita, alumogoethi-ta, maghemita). Constituyen hasta el 80 % de la masa mineral de las menas oxi-hidróxidos de manganeso (asbolanas y wades, psilomelano, to-dorokita, woodruffita, feitknechtita); en el subtipo ferruginoso legado crece la cantidad de hemati-tes y gibbsita. Minerales subordinados: cromoes-pinela, hematites y magnetita. Están presentes principalmente en las fracciones gruesas. En las menas, con las fases cristalinas de los minerales coexisten importantes fases niquelíferas y cobal-tíferas amorfas.

Mineralogía de ganga. La ganga es compuesta principalmente por concreciones goethítico-he-matíticas, gibbsita, cromoespinelas y trazas de silicatos, primarios o secundarios, estériles. Otros minerales subordinados y raros son el cuarzo y la magnesita.

Texturas y estructuras. Predominan las texturas terrosa, cumular, bandeada, limosa y amorfa, en menor grado la pisolítica y la oolítica. El subtipo

laterítico-pisolítico se caracteriza por la presencia de textura fragmentaria, brechosa, pisolítica, oo-lítica, cavernosa y relíctica. Por el tamaño de los granos, hay un predominio de las fracciones finas (menor de 0,05 mm), con un considerable incre-mento, hasta un 50 %, de la fracción rudácea (> 0,1 mm) en el subtipo laterítico -pisolítico.

Alteraciones hidrotermales. Afectan solamente al protolito (rocas madres ultramáficas) en forma de talquitización o listvenitización, fundamental-mente en la cercanía y en los contactos con di-ques o masas de rocas más félsicas (microgabro, dolerita, diorita, plagiogranito, monzodiorita, tona-lita). En tales casos, los productos de la meteori-zación de todas estas rocas y sus alteraciones hidrotermales constituyen cargas nocivas al mi-neral.

Controles de mena. En la laterita, el 60 % - 95% del Ni total se asocia a los oxi-hidróxidos de hierro (goethita, maghemita, magnetita); el cobalto se asocia casi totalmente (80 % -90 %) a las psilo-melanas, que también concentran una proporción importante del Ni (10 % -20 %); las fases amorfas de oxi-hidróxidos de hierro y manganeso también absorben una buena cantidad de Ni, Co y otros metales (Cordeiro et al., 1987; Ostroumov et al., 1987). El coeficiente de mineralización de Ni y Co depende de la cantidad de olivino en el protolito, así como de la proporción de ocre estructural fe-rruginoso (laterita amarilla o limonita) en la masa del manto de meteorización. En el subtipo late-rítico-pisolítico, la mineralización útil se controla por la cantidad de laterita roja en relación con la de coraza.

El Fe, Al y Cr acompañantes se asocian corres-pondientemente a los minerales siguientes: el Fe a la goethita, maghemita y magnetita; el Al a la gibbsita y el Cr a las cromoespinelas; el Sc sigue la tendencia acumulativa del aluminio y hierro. El material corrector para cemento se asocia a la capa de coraza y laterita roja; la materia prima para pigmentos se identifica por la intensificación de la coloración, que va desde las tonalidades amarillas o anaranjadas hasta las pardas y roji-zas, de abajo-arriba, según la capa laterítica que corresponda.

Modelo genético. El proceso de generación del manto de meteorización y de su macrobandea-miento en zonas litológicas ocurre bajo la acción de tres fenómenos geoquímicos básicos: hidra-tación, lixiviación e hidrólisis en presencia solu-ciones naturales químicamente agresivas. La hidratación inicial provoca una intensa serpenti-

nización de la ultramafita, lo que facilita la lixivia-ción de los elementos químicos alcalinos (Na, K, Ca, Mg) y del silicio (Si4+) de los silicatos, con la acumulación simultánea del resto de los elemen-tos químicos que componen la roca (Al, Ti, Fe, Cr, Ni, Co, V, Cu, Zn, Zr, Mn, Nb, Ga, Sc, Au, Pt, Pd y otros), lo que es típico de la etapa inicial del pro-ceso de intemperismo de las ultramafitas (Lavaut Copa, 1998; Lavaut Copa, 2005).

La etapa final consiste en la hidrólisis de los productos intermedios del intemperismo, con la generación de ocres (goethitización y gibbsiti-zación) y la redistribución geoquímica de parte de los elementos químicos residuales, que ad-quieren movilidad total o parcial en este medio geoquímico (Fe3+, Cr3+, Mn, Co, Ni, Au, Pt, Pd). Durante la hidrólisis final en medio ácido (pH=3 - 5), en la parte superior colapsada de la corteza de intemperismo, se produce paralelamente la re-movilización parcial del Fe3+ y Cr3+ desde la zona de concreciones (coraza), concentrándose en la zona infrayacente de laterita roja.

Estas regularidades genéticas generales del in-temperismo de las ultramafitas presentan diferen-tes intensidades, lo que denota distintos niveles de lixiviación del silicio, en dependencia del mi-croclima, las condiciones geomorfológicas y del quimismo de las rocas madres. A tenor de estas regularidades, los litotipos de la corteza de intem-perismo se diferencian intrínsecamente de un ya-cimiento a otro, lo que provoca disimilitudes en las características tecnológicas y potencialidad económica de los yacimientos, incluso entre sus diferentes partes.

La formación de este tipo de depósito de intem-perismo ocurre al nivel de las últimas fases de meteorización de las ultramafitas, en condiciones de intenso drenaje por encima del nivel de las aguas subterráneas, posición elevada por enci-ma de la base local de erosión y sobre superficies onduladas o de pendientes medias.


Firma geoquímica. Contenidos anómalos de Fe, Ni, Co, Cr, Al, Sc, Mn, en suelos pardo-rojizos fe-rralíticos sobre rocas ultramáficas, así como la presencia de concreciones ferruginosas (ferricre-ta) y/o esqueletos silícicos (silcreta) en la super-ficie. Pueden también aparecer anomalías de Zn, Cu, Au, Ti, V y EGP.

La presencia de EGP, particularmente de Pt y Pd, se relaciona con el hecho de que estos metales

presentan radios aparentes en cristales análogos (de enlace simple, octaédrico covalente e iónico) muy similares entre sí y parecidos a los del Ni. De igual modo, los valores del segundo potencial de ionización de estos tres metales son seme-jantes. En general, los EGP se concentran en la parte superior del perfil de intemperismo, donde la concentración de Fe+3 hidratado es alta. Esto puede deberse a que los EPG, liberados de los minerales descompuestos, son adsorbidos por los hidróxidos de Fe+3 hidratados recién formados (Ahmad y Morris, 1978). Por otra parte, puede ha-ber –o no– correlación entre los contenidos de Ni y Pt y, en menor medida, con los de Pd.

Firma geofísica. A escala regional, los métodos aéreos (magnetometría y la espectrometría gam-ma) son útiles en la cartografía de las zonas de desarrollo de corteza laterítica sobre rocas ultra-máficas, así como de acumulaciones lateríticas redepositadas. A su vez, brindan una idea cua-litativa acerca del comportamiento espacial del espesor del perfil de intemperismo. En este sen-tido, se ha establecido que las rocas máficas y ultramáficas del NE de la región oriental de Cuba con escaso desarrollo de la corteza laterítica se caracterizan por presentar bajos valores de ra-dioactividad. En cambio, las áreas con conside-rable desarrollo de cortezas lateríticas presentan una radioactividad más alta, con más elevados contenidos de los radioelementos U y Th.

La correlación inversa entre los radioelementos Th y K en rocas ultramáficas serpentinizadas es un indicador de la existencia de lateritas de Fe - Ni - Co. Esto se debe a que el K es lixivia-do durante el intemperismo de las rocas ígneas, mientras el Th se acumula en el material ferru-ginoso (Portnov, 1987). Por otra parte, la corre-lación directa de elevados contenidos de eU y eTh sugiere la presencia de corteza laterítica de considerable espesor o de lateritas redeposita-das (Eliopoulos y Economou-Eliopoulos, 2000; Batista et al., 2008). También existe una corre-lación positiva entre eU, eTh y la intensidad del campo magnético total (∆T) sobre áreas ocupa-das por rocas ultramáficas serpentinizadas. Esta correlación parece, a su vez, estar relacionada de modo positivo con el espesor de la corteza de in-temperismo laterítica (Batista y Rodríguez–Infan-te, 2000; Zaigham y Mallick, 2000; Batista et al., 2008). Por último, cabe mencionar que las ma-yores concentraciones de eU aparecen en áreas con relieve topográfico negativo, en las que hay mayor cantidad de materia orgánica.


A escala de depósito mineral, la magnetometría y la gravimetría, así como los métodos electro-magnéticos y eléctricos, pueden ser usados en la delimitación del perfil de intemperismo de los depósitos lateríticos de Fe - Ni - Co (Marsh y An-derson, 2011). Los métodos geofísicos a emplear en la exploración de lateritas ferro-niquelíferas deben aprovechar las diferencias existentes en-tre las propiedades físicas de las distintas partes del perfil de intemperismo. Dentro de la sísmica, el método más utilizado es el de reflexión, pues generalmente brinda una resolución más alta que la sísmica de refracción y se ha demostrado su utilidad para cartografiar en detalle depósitos de laterita a profundidades mayores de 50 m. El mé-todo de resistividad ocupa un lugar propio en la prospección inicial de recursos minerales lateríti-cos por su bajo costo y simplicidad de aplicación en el campo, aunque los resultados de los son-deos eléctricos verticales Schlumberger pueden ser distorsionados por los cambios laterales en el espesor de la corteza laterítica (Francke, 2000). Estudios detallados de la resistividad realizados a lo largo de paredes de canteras han determi-nado que la resistividad de las lateritas está en el orden de los 400 ohm-m en las limonitas y de 150 ohm-m en las saprolitas (Francke and Parkinson 1999), aunque otros estudios (Peric, 1981; Ritz et al., 1999; Akintorinwa et al., 2012) reportan valo-res desde 6500 ohm-m hasta 800 ohm-m en late-rita y limonita, los que llegan a ser de 200 ohm-m a 10 ohm-m en las saprolitas. Del mismo modo, Ritz et al. (1999) señalan que la cargabilidad de la saprolita es inferior a la de las zonas supraya-centes del perfil de intemperismo y a la de la roca madre infrayacente. En general, se conoce que el medio que rodea a los fragmentos de rocas es mucho más conductivo que ellas y que existe un buen contraste de resistividad entre los ma-teriales intemperizados y las rocas ultramáficas subyacentes. Por otra parte, la resistividad de la saprolita en climas áridos es considerablemente más alta que la encontrada en la saprolita perte-neciente a perfiles de climas húmedos (Francke, 2000).

Los métodos electromagnéticos del dominio de tiempo (electromagnético transciente, TEM por sus siglas en inglés) aplicados en tierra y que utilizan aros con tamaños entre 5 m y 20 m, tie-nen una más amplia aplicación, ya que pueden alcanzar resoluciones espaciales entre 15 m y 30 m y profundidades de investigación, a través del perfil de intemperismo, entre 30 y 100 m. Es de notar, sin embargo, que la resolución horizontal se reduce rápidamente con el aumento de la pro-fundidad de estudio. La cartografía eléctrica de

los parámetros del suelo dentro de perfiles de in-temperismo en climas áridos se ve dificultada por las variaciones provocadas por los cambios en el contenido de sales. Esta concentración de sales en los perfiles de intemperismo desarrollados en climas áridos es el motivo por el que los méto-dos electromagnéticos del dominio de frecuencia (FEM por sus siglas en inglés) no son recomen-dados para su estudio. Otra variante de método electromagnético utilizable es el de conductivi-dad capacitivamente acoplada, el cual combina las ventajas de electromagnetismo del dominio de frecuencia con la entrega de un tipo de dato semejante al ofrecido por el método de resistivi-dad dipolo - dipolo (Francke, 2000).

El geo-radar es el método a aplicar por excelen-cia si el espesor de la corteza de intemperismo es inferior a los 50 m. Resulta de interés desta-car que los suelos tropicales aluviales que super-ficialmente semejan lateritas son, con frecuencia, opacos ante este método, debido a su alto con-tenido de arcillas y materia orgánica, en tanto la limonita retrabajada y transportada permanece aún transparente ante la energía irradiada. Este método puede ser empleado tanto en modo paso a paso para delimitar el depósito en la fase ini-cial de la exploración como en modo de medición continua durante la exploración detallada para la planificación minera.

Otras guías de exploración. Existencia de sue-los ferralíticos potentes sobre rocas ultramáficas, con mayor cantidad de olivino que piroxenos. Pre-sencia de bosques naturales de coníferas (pi-nos), con lianas y arbustos densos en regiones tropicales o subtropicales, desarrollados sobre suelos ferralíticos. Campos de lateritas ubicados en superficies inclinadas (onduladas) con fuerte drenaje de las aguas meteóricas; o sobre rocas ultramáficas antigoríticas o muy piroxénicas.


Ley y tonelaje. De acuerdo con el modelo gene-ral de ley tonelaje (Berger et al., 2011), construi-do con datos de 117 depósitos de todo el mundo, para el 90 percentil la masa de mena es de 9 mi-llones de toneladas, con 0,83 % de Ni. Para el 50 percentil, la masa de mena asciende a 56 millo-nes de toneladas, con 1,3 % de Ni y 0,04 % de Co. Por último, para el 10 percentil, la masa de mena es de 290 millones de toneladas, con 1,8 % de Ni y 0,11 % de Co. Por su parte, Laznicka (2010) lis-ta un total de 20 “grandes” depósitos individuales –o conjuntos de depósitos muy cercanos entre sí– con recursos de Ni (metal) entre 1 y 5,5 millo-

nes de toneladas. Dos de ellos, Moa Bay (Distrito mineral Moa), en Cuba y Rio Tuba, en Filipinas, con 9,8 millones de toneladas de Ni y 6,3 millo-nes de toneladas de Ni respectivamente, consti-tuyen, de acuerdo con el citado autor, depósitos gigantes. La masa de mena correspondiente a Nueva Caledonia, calificada con frecuencia como mega depósito, en realidad es la sumatoria total del tonelaje perteneciente a numerosos depósi-tos discontinuos formados en una serie de maci-zos peridotíticos distribuidos a lo largo de los 400 km de longitud que tiene esta isla ubicada en el océano Pacífico (Paris, 1981).

Para los depósitos cubanos del tipo laterítico, la masa de mena varía entre 2 millones y 250 mi-llones de toneladas, con 41,7 % - 45,7 % de Fe, 0,99 % - 1,18 % de Ni, 0,091 % - 0,146 % de Co, 2,47 % - 2,86 %, de Cr2O3, 0.07% de P y 0,11% de S.

Limitaciones económicas. Heterogeneidad tec-nológica interna de los depósitos con conteni-dos variables de Fe, Cr, Ni, SiO2, Mn, Co y Al, por lo que usualmente las menas requieren de un prebeneficio metalúrgico (mezcla, tamizaje, mo-lienda, etc.) y de explotación selectiva. Los conte-nidos de Ni son moderados y por esto no resultan aprovechables en cualquier tipo de tecnología metalúrgica; se consideran más apropiados para hidrometalurgia ácida o pirometalurgia. La recu-peración del Ni de las menas lateríticas es más costosa que su obtención a partir de las menas sulfurosas. Por esta razón, los primeros necesitan tener mayor ley (>1 % de Ni) y tonelaje para po-der clasificar como depósitos económicos (Laz-nicka, 2010). Los costos medioambientales son significativos, incluyendo el relleno y recultivación de suelos.

Importancia. Los depósitos lateríticos de Fe - Ni - Co constituyen una de las dos principales fuentes de abastecimiento de Ni y Co del mundo. Aunque los depósitos de sulfuros de Ni han sido hasta ahora la principal fuente de abasto de este metal (Berger et al., 2011), de acuerdo con Gleeson et al. (2003), Dalvi et al. (2004) y Mudd (2010), las lateritas contienen cerca del 70 % de los recursos mundiales de Ni y contabilizan alrededor del 40 % de la producción mundial de este metal. Tam-bién albergan importantes recursos de Fe, Co y Sc, albergando además Cr, Mn y Ti. Son poten-ciales fuentes de elementos del grupo del plati-no, principalmente de Pd y Pt, así como de otros metales valiosos, como el Au (Lazarenkov et al., 2005) y ETR (Aiglsperger et al., 2013). Estos me-tales tienden a concentrarse en los productos sul-

furosos de las plantas metalúrgicas, por lo que también son potencialmente recuperables.

En Cuba este modelo produjo el 40 % de todo el mineral níquel-cobaltífero de meteorización. Son generalmente depósitos areales de significativa extensión, y constituyen una de las principales fuentes de níquel y cobalto. Además constituye una fuente de materia prima industrial con usos como corrector de cemento y para la obtención de pigmentos para lacas y pinturas, entre otros.

Bibliografía

Aiglsperger, T. et al., 2013. Occurrence of scan-dium and rare earth elements in laterites from Cu-ba and the Dominican Republic. MINERIA’2013, VI Simposio Geología, Exploración y Explotación de las Lateritas Niqulíferas, La Habana, Cuba.

Ahmad, S. y D. F. C. Morris, 1978. Geochemistry of some lateritic nickel-ores with particular refe-rence to the distribution of noble metals. Minera-logical Magazine, 42: 143 - 152.

Akintorinwa, O. J., J. S. Ojo, M. O. Olorunfemi, 2012. Geoelectric reserve estimation of laterite deposits along a basement complex underlain Osogbo-Iwo highway, southwest Nigeria. Journal of Emerging Trends in Engineering and Applied Sciences (JETEAS) 3 (3): 490 - 496. ISSN: 2141-7016. jeteas.scholarlinkresearch.org

Batista, J. y A. Rodríguez–Infante, 2000. Particu-laridades geológicas del complejo ofiolítico de Moa a partir de los datos aeromagnéticos 1:50 000. Minería y Geología, 17 (1): 17 - 25.

Batista, J. A., J. Blanco, M. A. Pérez – Flores, 2008. Geological interpretation of Eastern Cuba Laterites from an airborne magnetic and radioac-tive isotope survey. Geofísica Internacional, 47 (2): 126 – 364. ISSN 0016-7169.

Berger, V. I., D. A. Singer, J. D. Bliss, B. C. Moring, 2011. Ni-Co laterite deposits of the world; databa-se and grade and tonnage models: U.S. Geolo-gical Survey Open-File Report 2011-1058 [http://pubs.usgs.gov/of/2011/1058/]

Buguelsky, Y. Y., 1979. Cortezas de intemperismo de trópicos húmedos. NAUKA. Moscú, pág. 136-147 (en ruso).

Cordeiro, C., et al., 1987. Determinación expe-rimental de la distribución de níquel entre ma-


crofases de mineral laterítico cubano. Minería y Geología No.2, pág. 57-64.

Dalvi, A. D., W. G. Bacon, R. C. Osborn, 2004. The past and the future of nickel laterites: PDAC 2004 International Convention, Prospectors and Deve-lopers Association of Canada, 27 p., accessed April 1, 2010 athttp:/ /www.pdac.ca/pdac/publ icat ions/pa-pers/2004/techprgm-dalvi-bacon.pdf.

Francke, J. E., J. G. Parkinson, 1999. The new ro-le of geophysics in nickel laterite exploration and development: Mining Millennium I PDAC 2000 Conf., Proceedings.

Francke, J. C., 2000. The application of geophy-sics to nickel laterite resource evaluation. Thesis of Master of Science in Engineering Geology. Uni-versity of Canterbury, Christchurch, New Zealand.

Eliopoulos, D. G., M. Economou–Eliopoulos, 2000. Geochemical and mineralogical characte-ristics of Fe–Ni– and bauxitic–laterite deposits of Greece. Ore Geology Review, 16: 41 - 58.

Glazkovsky, A. A., 1963. Evaluación de los ya-cimientos durante la prospección y exploración. Niquel.GOSGEOLTEXIZDAT. Moscú, pág.76-78, (en ruso).

Gleeson, S. A., C. R. M. Butt, M. Elias, 2003. Nic-kel laterites—A review: SEG Newsletter, no. 54: 12–18.

Lavaut Copa, 1987. Control litológico – minera-lógico de la mineralización en la corteza de in-temperismo de ultramafitas del campo mineral. yacimientos Punta Gorda, Las Camariocas y Pi-loto. Tesis doctoral, Universidad Estatal de Pros-pección Geológica de Rusia (MGRI).

Lavaut Copa, W. (1998). Tendencias geológicas del intemperismo de las rocas ultramáficas en Cuba Oriental. Minería y Geología No. 15, pág. 9-16.

Lavaut Copa W. (2005). Problemática del Estudio Geológico de los Principales Yacimientos Lateríti-cos de Cuba Oriental. Memorias del I Congreso de Minería (Mineria´2005), Min2-15.

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010: 961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.

Lazarenkov, V. G., I. N. Tijomirov, A. Ya. Zhidkov, I. V. Talovina, 2005. Platinum Group Metals and Gold in supergene Nickel ores of the Moa and Ni-karo deposits (Cuba).Lithology and Mineral Re-sources, 40 (6) 521 – 527. Traducido de Litologiya i Poleznie Iskapaemye, 2005, No 6. 600 – 608. Original texto en ruso copyright de los autores, 2005.

Marsh, E. E. y E. D. Anderson, 2011. Ni-Co laterite deposits. U.S. Geological Survey Open-File Re-port 2011–1259, 9 págs.

Mudd, G.M., 2010, Global trends and environ-mental issues in nickel mining—Sulfides versus laterites: Ore Geology Reviews, 38: 9 - 26.

Ostroumov, M. N., A. L. Rojas Purón, C. Sánchez, 1987. Estudio de la composición mineralógica de las lateritas de Moa por el método de difracción de rayos X. Minería y Geología No.1, pág. 23-29.

Paris, J. P., 1981. Géologie de la Nouvelle Calédo-nie. Mém du BRGM, No 113, 278 págs.

Peric, M., 1981. Exploration of Burundi nickelife-rous laterites by electrical methods. Geophysical Prospecting, 29: 274 - 287. doi: 10.1111/j.1365-2478.1981.tb00405.x

Portnov, A. M., 1987. Specialization of rocks toward potassium and thorium in relation to mine-ralization. International Geology Review, 29: 326 - 344.

Ritz, M., J. C. Parisot, S. Diouf, A. Beauvais, F. Dio-ne, M. Niang, 1999. Electrical imaging of lateritic weathering mantles over granitic and metamor-phic basement of eastern Senegal, West Africa. Journal of Applied Geophysics 41: 335 – 344.

Zaigham, N. A., K. A. Mallick, 2000. Bela ophiolite zone of southern Pakistan: Tectonic setting and associated mineral deposits. GSA Bulletin, 112 (3): 478 - 489.

Fe - Ni - Co Supergenico Tipo Lateriti-co-Saprolitico

Identificación

Sinónimos. Tipo óxido-silicático; tipo óxido-sili-cático magnesial; tipo niquelífero limonítico-ser-pentínico; tipo perfil laterítico-nontronítico; tipo perfil completo.

Subtipos de depósitos. Tiene dos subtipos prin-cipales. a) laterítico-saprolítico serpentínico; y b) laterítico-saprolítico arcilloso. En ambos predomi-na la yacencia superficial aflorada, pero también, aunque con mucha menor frecuencia, forman subtipos enterrados por debajo de rocas sedi-mentarias o ígneas, como ocurre en el yacimiento Fénix (Guatemala), situado debajo de piroclasti-tas y gabros lateritizados; y en el depósito De-vladóvskoye en los Urales (Rusia), cubierto por rocas sedimentarias (caolines, arenas y arcillas).

Productos. Ni, Co.

Subproductos. Fe2O3, Cr, Sc, corrector de ce-mento, pigmentos para lacas y pinturas.

Tipos de depósitos asociados. Ni supergénico tipo laterítico, Ni tipo sedimentario, cromitas podi-forme, VMS máfico ultramáfico.

Ejemplos mundiales. Fanerozoicos. Buruk-tálskoye (Rusia); Kimpersáiskoye (Kazajistán); Greenvale, Murrin-Murrin y Bulong (Australia); Soroako (Indonesia); Kastoria (Grecia); La Gloria (Guatemala); Barro Alto, Niquelandia (Brasil), Fé-nix (Guatemala).

Ejemplos cubanos. Subtipo laterítico-saprolíti-co serpentínico: Punta Gorda, Moa, Piloto, Yagru-maje Norte y Sur, Camarioca Sur (distrito mineral Moa, Holguín), Martí, Ocujal-Ramona, Solíbano (distrito mineral Nicaro, Holguín), Pinares de Ma-yarí Este (distrito mineral Mayarí). Subtipo laterí-tico-saprolítico arcilloso: San Felipe (Camagüey).


Ambiente geodinámico. Terrenos ofiolíticos ob-ducidos o intrusivos ultramáficos estratificados en secuencias cratónicas. Los segundos están fuer-temente erosionados en condiciones de estabili-dad tectónica prolongada y frecuentemente están divididos en bloques neotectónicos. En el caso de las ofiolitas, predominan las litologías pertene-cientes a las tectonitas, cúmulos ultramáficos y la zona de transición.

Ambiente deposicional. Los depósitos se forman superficialmente en condiciones de fluctuación del nivel freático, generándose es-pesores lateríticos por encima de ese nivel y saprolíticos - serpentínicos en la parte periódi-camente inundada del perfil, pero con aprecia-ble intercambio de aguas, donde la posición de la base erosional desempeña un papel importan-te (Buguelsky, 1979). Se desarrollan en geomor-fotipos favorables como cerros y montañas, con pedimentaciones y colinas –con o sin aterraza-miento– así como en las cimas con superficies peniplanizadas o en forma de domos, facilitado por las fallas y los sistemas de grietas. Las super-ficies óptimas para la deposición tienen pendien-tes que fluctúan entre 50 y 150. Las pendientes críticas tienen valores superiores a los 200. El subtipo laterítico-saprolítico arcilloso se confina frecuentemente en localidades de baja altimetría y poca disección del terreno, con fuerte peniplani-zación (pendientes menores de 50), propensos a la inundación o con inundación parcial (alto nivel freático), donde el intercambio de aguas es muy limitado (Brand, Butt y Elias, 1998).

Rocas hospederas y asociadas. Los depósitos minerales yacen directamente sobre la superficie agrietada de las rocas madres, a las que se aso-cian, y se ubican dentro de las lateritas (ocres) y saprolitas subyacentes, por lo que se componen de menas lateríticas (goethíticas) y saprolíticas (serpentínicas/arcillosas).

Las rocas madres (protolitos) fundamentales de este tipo de depósito son ultramafitas poco ser-pentinizadas (45 % - 60 %) o sus serpentinitas, Su mejor desarrollo tiene lugar sobre las varie-dades más olivínicas (dunita, harzburgita y sus serpentinitas). También se hospedan sobre ultra-mafitas más piroxénicas (lherzolitas, wehrlitas, ortopiroxenitas olivínicas y otras).Subordinada-mente, también se encuentran rocas máficas: troctolita, gabro olivínico, gabro normal, norita, ra-ramente plagiogranito (generalmente en diques o masas) que, al meteorizarse, generan mayor ma-sa estéril e incorporan más componentes nocivos a la mena (Lavaut Copa, 1998; González et al., 2005).

Edad de la mineralización. Desde el Triásico, con preponderancia durante el Mesozoico Su-perior y el Cenozoico (post-Campaniano-Pleis-toceno). La datación se basa en evidencias estratigráficas, paleogeográficas y geomorfológi-cas. En Cuba la datación adoptada más frecuente es Mioceno-Plioceno, pudiéndose extender hasta el Cuaternario e incluso al Presente (Weld, 1909;


Vletter, 1955; Adamovich y Chejovich 1964; Cher-niajovsky y Peñalver, 1977; Peñalver et al., 2008).

Forma del depósito. Cuerpos zonales lenticu-lares y tabulares irregulares, compuestos por un manto de meteorización mixto con un espesor oxidado (laterítico) y otro subyacente silicatado (saprolítico serpentínico/arcilloso). La parte late-rítica del manto tiene mayor espesor (7 m - 10 m) que la saprolítica (5 m - 6 m), excepto en el subtipo laterítico-saprolítico arcilloso en que es a la inversa, con un predominio del espesor sa-prolítico (por ejemplo, en el depósito San Felipe comprende no menos del 60 % del perfil de me-teorización). El subtipo laterítico-saprolítico ser-pentínico cubre extensas áreas continuas de los depósitos, que en los depósitos cubanos puede alcanzar 60 – 90% y más de la superficie total (por ejemplo, 90 % en Punta Gorda, 85 % en Ca-marioca Sur, 90 % en Yagrumaje Norte, 66 % en Yagrumaje Sur, 73 % en Piloto y 65 % en Pinares de Mayarí Este).

Zonación del depósito. Los depósitos muestran una zonación vertical significativa expresada en un macrobandeamiento litológico del manto de meteorización, tanto del espesor laterítico como del saprolítico, con especialización composicio-nal y textural (fábrica), en la que se distinguen, en general, seis zonas, que de arriba hacia abajo son: coraza + laterita roja; laterita parda; laterita amarilla o “limonita”; saprolita fina; saprolita grue-sa y saproca. Esta zonación controla la distribu-ción espacial de la mineralización y la aparición de los subtipos de estos depósitos bajo la acción de determinados factores de meteorización. Los tenores de los metales útiles y de los componen-tes nocivos en los representantes cubanos de los subtipos laterítico-saprolítico serpentínico y late-rítico-serpentínico arcilloso varían, en correspon-dencia con esta zonación litológica (Lavaut Copa, 1998; Chang, 2005; González et al., 2005), de la forma siguiente.

a) Coraza + laterita roja (textura pisolítico-con-crecional. No se conserva la fábrica del protoli-to): 59,24 % de Fe2O3, 0,6 % de NiO, 0,051 % de CoO, 14,47 % de Al2O3, 6,98 % de SiO2, 1,09 % de MgO. Los contenidos típicos de otros componentes útiles minoritarios son: 2,64 % de Cr2O3, 0,42 % de MnO y 0,49 % de TiO2.

b) Laterita parda (textura cumular-terrosa. No se conserva la fábrica del protolito): 64,35 % de Fe2O3, 1,06 % de NiO, 0,114 % de CoO, 9,75 % de Al2O3, 5,85 % de SiO2, 1,37 % de MgO. Los contenidos típicos de otros componentes útiles

minoritarios son: 2,65 % de Cr2O3, 0,78 % de MnO y 0,22 % de TiO2.

En el subtipo laterítico-saprolítico arcilloso, los contenidos de Fe y Mg en estas dos capas su-periores disminuyen de manera apreciable a costa de la fuerte retención de la sílice durante el proceso de meteorización, lo que ocurre tam-bién en el resto del perfil. Así, en el yacimiento San Felipe aparece: 44,61 % de Fe2O3; 31 % de SiO2; 0,5 % de MgO; 0,51 % de NiO; 0,064 % de CoO; 10,7 % de Al2O3 y 0,5 % de Cr2O3.

c) Laterita amarilla [“limonita”] (Textura limo-so-pelítica. Se conserva la fábrica del protoli-to): 60,98 % de Fe, 1,34 % de NiO, 0,199 % de CoO, 7,7 % de Al2O3, 8,61 % de SiO2, 3,45 % de MgO. Los contenidos típicos de otros compo-nentes útiles minoritarios son: 2,61 % de Cr2O3, 1,53 % de MnO y 0.14 % de TiO2. En este tipo de depósito esta capa es la de mayor espesor, y encierra la mayor parte del tonelaje de mine-ral y los más altos tenores de cobalto y de ní-quel. En el subtipo laterítico-saprolítico arcilloso esta capa se reporta en extremo atenuada en espesor en los depósitos cubanos (1m en San Felipe), y de igual forma presenta baja concen-tración de hierro y alta de sílice (Fe2O3 < 30 %; SiO2 ≥ 40 %).

d) Saprolita fina (textura terrosa, granosa, es-camosa, geliforme. Se conserva la fábrica del protolito): 32,43 % de Fe2O3, 1,59 % de NiO, 0,062 % de CoO, 5,67 % de Al2O3, 28,1 % de SiO2 y 15,75 % de MgO. Los contenidos típicos de otros componentes útiles minoritarios son: 1,69 % de Cr2O3, 0,56 % de MnO y 0,16 % de TiO2.

En el subtipo laterítico-saprolítico arcilloso esta capa constituye la de mayor espesor, con altos contenidos de níquel (1,45 % de NiO), y de sí-lice (49 % de SiO2). El resto de la composición química fundamental es: 29,45 % de Fe2O3; 0,06 % de CoO; 1 % de Cr2O3; 4,6 % de Al2O3 y 4,5 % de MgO.

e) Saprolita gruesa (textura terroso-fragmen-tada, terroso-brechosa. Se conserva la fábrica del protolito): 16,2 % de Fe2O3, 1,43 % de NiO, 0,032 % de CoO, 2,57 % de Al2O3, 36,88 % de SiO2 y 27,16 % de MgO. Los contenidos típicos de otros componentes útiles minoritarios son: 0,8 % de Cr2O3, 0,24 % de MnO y 0,04 % de TiO2.

En el subtipo laterítico-saprolítico arcilloso esta capa, en el caso del yacimiento San Felipe, pre-senta los más altos contenidos de níquel, con 1,58 % de NiO. De igual forma tiene baja concen-tración de Mg y alta de sílice (15 % de MgO y 48 % de SiO2). El resto de la composición química fundamental es: 20,16 % de Fe2O3; 0,038 % de CoO; 0,8 % de Cr2O3 y 3,3% de Al2O3.

f) Saproca de serpentinita (textura agrietada, brechosa, reticular. Se conserva la fábrica del protolito). Constituye la base del manto de me-teorización en ambos subtipos de depósitos. La composición química principal fluctúa en los siguientes rangos: 7,52 % - 13,01 % de Fe2O3; 0,46 % - 0,75 % de NiO; 0,024 % - 0,025 % de CoO; 0,95 % - 2 % de Al2O3; 37,9 % - 45 % de SiO2; 27,4 % - 36,13 % de MgO.

Mineralogía de mena. La composición mine-ral de las menas depende de su posición en el corte litológico, así como del subtipo de depó-sito. En ella entran tanto los minerales portado-res de níquel y/o cobalto, como minoritariamente los minerales no portadores. En la parte lateríti-ca del subtipo laterítico-saprolítico serpentínico, los principales minerales portadores de Ni son los oxi-hidróxidos de hierro, que componen hasta más de 80 % de la masa mineral de las menas (predominantemente goethita, acompañada por magnetita, maghemita y alumogoethita), mien-tras que los principales portadores del Co, con también algo de Ni, son los minerales de Mn (as-bolana, wad, psilomelano, todorokita, woodruffi-ta, feitknechtita). En la parte saprolítica, las fases minerales portadoras de Ni son las serpentinas (20 % - 65 % de lizardita, antigorita, crisotilo), las arcillas esmectíticas (10 % - 40 %) principalmen-te ferruginosas (Fe-saponitas y nontronitas con inclusiones de nepouita y garnierita), así como una porción minoritaria, de entre 15 % a 30 %, presente de oxi-hidróxidos de hierro, tales como maghemita y goethita (Linchenat y Shirokova, 1964; Vershínin et al., 1988; Almaguer y Zamars-ky, 1993; Cordeiro, et al.,1987; Galí et al., 2006; Hernández, et al. 2009).

En el subtipo laterítico-saprolítico arcilloso (en el ejemplo del yacimiento San Felipe) los princi-pales minerales portadores del Ni son la arcilla nontronita, con inclusiones de trevorita y ernieni-quelita (42 % - 58 % de Ni), la serpentina lizardita (14 % - 44 % de Ni) y, minoritariamente, también maghemita-goethita (6 % - 14 % de Ni) y clorita (5 % de Ni) (Cabrera-Díaz et al., 2005; Gallardo et al., 2011).

Mineralogía de ganga. La ganga está compues-ta principalmente por concreciones goethítico-he-matíticas, gibbsita, cromo-espinelas y trazas de silicatos primarios o secundarios estériles. Otros minerales subordinados y raros son cuarzo, sílice criptocristalina (opalo, calcedonia) y magnesita.

Los minerales no portadores de Ni o Co exhiben una difusión subordinada en ambos subtipos de depósitos, aunque están presentes en las menas, generalmente componiendo las fracciones grue-sas. Principalmente son: cromoespinela, hema-tites y gibbsita. Con las fases cristalinas de las menas coexisten diversos minerales amorfos, que varían según el subtipo de modelo, a saber: 1) en el subtipo laterítico-saprolítico serpentínico son serpentina, cromita y cuarzo, y 2) en el sub-tipo laterítico-saprolítico arcilloso son fundamen-talmente cuarzo y sílice libre.

Texturas y estructuras. En las menas predo-minan las texturas terrosa, cumular, bandeada, limosa, brechosa, fragmentaria y amorfa, minori-tariamente la pisolítica y oolítica. El escombro se caracteriza por texturas fragmentaria, brechosa, pisolítica, oolítica, cavernosa y relíctica. En las menas predominan las fracciones finas (menor de 0,05 mm), con un incremento considerable, de hasta 50 % -80 %, de la fracción rudácea (> 0,1 mm) en el escombro y en las menas saprolíticas serpentínicas (Almaguer y Zamarsky ,1993).

Alteraciones hidrotermales. Afectan solamente al protolito (rocas madres ultramáficas) en forma de talquitización o listvenitización, fundamental-mente en la cercanía y contactos con diques o masas de rocas más félsicas (microgabro, dole-rita, diorita, plagiogranito, monzodiorita, tonalita). En tales casos, los productos de la meteorización de todas estas rocas y sus alteraciones hidroter-males contribuyen a la mena con cargas estériles y nocivas.

Controles de mena. El control principal de los depósitos es el litológico - mineralógico, pues determina la ubicación y la distribución de los componentes útiles dentro de los depósitos. En la laterita, el Ni se asocia a los oxi-hidróxidos de hierro (goethita, maghemita, magnetita) en la pro-porción de 60 % - 95 % del total; el cobalto se asocia casi totalmente (80 % - 90 %) a los psi-lomelanos, que también concentran una propor-ción importante del Ni (10 % - 20 %). Las fases amorfas de oxi-hidróxidos de hierro y manganeso también absorben una buena cantidad de Ni, Co y otros metales. En la parte serpentínica del cor-te, el Ni es controlado por las serpentinas (princi-


palmente lizardita) y las esmectitas (Fe-saponitas y nontronitas), con inclusiones de nepouita y gar-nierita. En el subtipo laterítico-saprolítico arcillo-so, la nontronita –con inclusiones de trevorita y ernieniquelita– la serpentina, lizardita y, minori-tariamente, también la maghemita-goethita y la clorita, son los minerales que controlan la mine-ralización niquelífera (Cabrera Díaz et al., 2005; Gallardo et al., 2011).

El coeficiente de mineralización de Ni depende de la cantidad de olivino en el protolito, así co-mo de la proporción de limonita/serpentina/arcilla en la masa del manto de meteorización, mientras que el del Co depende directamente de cantidad de laterita y de minerales manganíferos (psilome-lano y otros) acumulados en ella.

Los componentes útiles acompañantes (Fe, Al y Cr) se asocian correspondientemente a los mine-rales siguientes: Fe a la goethita, maghemita y magnetita: el Al; a la gibbsita y Cr a las cromoes-pinelas; el Sc sigue la tendencia acumulativa del Al y del Fe. El material corrector para cemento se asocia a la capa de coraza y laterita roja; la materia prima para pigmentos se identifica por la intensificación de la coloración, que va desde las tonalidades amarillas o anaranjadas hasta las pardas y rojizas, de abajo-arriba, según la capa laterítica que corresponda.

Modelo genético. El proceso de generación del manto de meteorización y de su macrobandea-miento en zonas litológicas ocurre bajo la acción de tres fenómenos geoquímicos básicos: hidrata-ción, lixiviación e hidrólisis en soluciones natura-les químicamente agresivas. La hidratación inicial provoca una intensa serpentinización de la ultra-mafita, lo que facilita la lixiviación de los elemen-tos químicos alcalinos (Na, K, Ca, Mg) y del silicio (Si4+) de los silicatos, con la acumulación simul-tánea del resto de los elementos químicos que componen la roca (Al, Ti, Fe, Cr, Ni, Co, V, Cu, Zn, Zr, Mn, Nb, Ga, Sc, Au, Pt, Pd y otros), lo que es típico de la etapa inicial del proceso de intem-perismo de las ultramafitas (Lavaut Copa, 1998; Lavaut Copa, 2005).

La etapa final consiste en la hidrólisis de los pro-ductos intermedios del intemperismo, con la ge-neración de ocres (goethitización y gibbsitización) y la redistribución geoquímica de parte de los elementos químicos residuales, que adquieren movilidad total o parcial en este medio geoquí-mico (Fe3+, Cr3+, Mn, Co, Ni, Au, Pt, Pd). Durante la hidrólisis final en medio ácido (pH=3 - 5), en la parte superior colapsada de la corteza de in-

temperismo, se produce paralelamente, desde la zona de concreciones (coraza), la removilización parcial del Fe3+ y el Cr3+, concentrándose en la zona infrayacente de la laterita roja (Lavaut-Co-pa, 2005).

Estas regularidades genéticas generales del in-temperismo de las ultramafitas presentan diferen-tes intensidades, lo que denota distintos niveles de lixiviación del silicio, en dependencia del mi-croclima, las condiciones geomorfológicas, el quimismo de las rocas madres y el régimen de intercambio de aguas (hidrogeoquímica del pro-ceso de meteorización). A tenor de estas regulari-dades, los litotipos de la corteza de intemperismo se diferencian intrínsecamente de un yacimiento a otro, lo que provoca disimilitudes en las carac-terísticas tecnológicas y potencialidad económica de los yacimientos y da lugar a los subtipos de depósitos correspondientes.

Los depósitos del subtipo laterítico-saprolítico serpentínico se forman en condiciones de fluc-tuación del nivel freático, mientras que el subtipo laterítico-saprolítico arcilloso se confina frecuen-temente hacia localidades de baja altimetría con inundación parcial, donde el intercambio de aguas es muy limitado.

Los depósitos laterítico-saprolíticos forman fre-cuentemente mantos sobre rocas ultramáficas, y raramente sobre conglomerados polimícticos má-fico-ultramáficos constituidos mayoritariamente por clastos de rocas ultramáficas, como sucede en el yacimiento niquelífero Martí-Grupo VII (Cu-ba). También forman bolsones lineales desarro-llados por fallas y grietas, o a lo largo del contacto de ultramafitas con rocas carbonáticas y silicá-ticas, como ocurre en el caso de los depósitos Elizabetínskoye, Lípovsky, Buryktálskoye y No-vo-Buránovskoye en los Urales (Rusia), así como en algunos depósitos de Ucrania.

Los distintos subtipos de depósitos lateríti-co-saprolíticos pueden estar recubiertos por de-posiciones de rocas sedimentarias o ígneas (frecuentemente volcanógenas), como ocurre en el depósito Fénix (Guatemala), cubierto por piro-clastitas y gabros, que fueron luego lateritizados (Golightly, 2005). También estos subtipos pueden estar sepultados por rocas sedimentarias más jó-venes, como en el caso del depósito Devladóvs-koye en los Urales (Rusia) con 15 m - 25 m de ocres y nontronitas, cubiertos por 70 m -100 m de sedimentos paleogénicos (caolines, arenas ne-gras y blancas, arcillas con capas de lignito), neo-génicos (arcillas grises y arenas) y sedimentos

cuaternarios (Kuziémkina, 1965). Otros depósi-tos de este tipo se encuentran en las regiones de Ufaliey, Jalílovo y Kimpersay, en Rusia, con una corteza laterítico-saprolítica de edad pre-Jurási-co, cubierta por sedimentos del Jurásico Medio y Superior, Cretácico y cenozoicos. Estos depósi-tos enterrados también son conocidos en Grecia, Ucrania y Yugoslavia.


Firma geoquímica. Contenidos anómalos de Fe, Ni, Co, Cr, Al, Sc, Mn, en suelos pardo-rojizos fe-rralíticos sobre rocas ultramáficas, así como la presencia de concreciones ferruginosa (ferricre-ta) y/o esqueletos silícicos (silcreta) en la super-ficie. Pueden también aparecer anomalías de Zn, Cu, Au, Ti, V y EGP.

La presencia de EGP, particularmente de Pt y Pd, se relaciona con el hecho de que estos metales presentan radios aparentes en cristales análogos (de enlace simple, octaédrico covalente e iónico) muy similares entre sí y parecidos a los del Ni. De igual modo, los valores del segundo potencial de ionización de estos tres metales son seme-jantes. En general, los EGP se concentran en la parte superior del perfil de intemperismo, donde la concentración de Fe+3 hidratado es alta. Esto puede deberse a que los EPG, liberados de los minerales descompuestos, son adsorbidos por los hidróxidos de Fe+3 hidratados recién formados (Ahmad y Morris, 1978). Por otra parte, puede ha-ber –o no– correlación entre los contenidos de Ni y Pt y, en menor medida, con los de Pd.

Firma geofísica. A escala regional, los métodos aéreos (magnetometría y la espectrometría gam-ma) son útiles en la cartografía de las zonas de desarrollo de corteza laterítica sobre rocas ultra-máficas, así como de acumulaciones lateríticas redepositadas. A su vez, brindan una idea cuali-tativa acerca del comportamiento espacial del es-pesor del perfil de intemperismo. En este sentido, se ha establecido que las rocas máficas y ultra-máficas del NE de la región oriental de Cuba con escaso desarrollo de la corteza laterítica se ca-racterizan por presentar bajos valores de radioac-tividad. En cambio, las áreas con considerable desarrollo de cortezas lateríticas presentan una radioactividad más alta, con elevados contenidos de los radioelementos U y Th.

La correlación inversa entre los radioelementos Th y K en rocas ultramáficas serpentinizadas es un indicador de la existencia de lateritas de Fe - Ni - Co. Esto se debe a que el K es lixivia-

do durante el intemperismo de las rocas ígneas, mientras el Th se acumula en el material ferru-ginoso (Portnov, 1987). Por otra parte, la corre-lación directa de elevados contenidos de eU y eTh sugiere la presencia de corteza laterítica de considerable espesor o de lateritas redeposita-das (Eliopoulos y Economou-Eliopoulos, 2000; Batista et al., 2008). También existe una corre-lación positiva entre eU, eTh y la intensidad del campo magnético total (∆T) sobre áreas ocupa-das por rocas ultramáficas serpentinizadas. Esta correlación parece, a su vez, estar relacionada de modo positivo con el espesor de la corteza de in-temperismo laterítica (Batista y Rodríguez–Infan-te, 2000; Zaigham y Mallick, 2000; Batista et al., 2008). Por último, cabe mencionar que las ma-yores concentraciones de eU aparecen en áreas con relieve topográfico negativo, en las que hay mayor cantidad de materia orgánica.

A escala de depósito mineral, la magnetometría y la gravimetría, así como los métodos electro-magnéticos y eléctricos, pueden ser usados en la delimitación del perfil de intemperismo de los de-pósitos lateríticos de Fe - Ni - Co (Marsh y Ander-son, 2011). Dentro de la sísmica, el método más utilizado es el de reflexión, pues generalmente brinda una resolución más alta que la sísmica de refracción y se ha demostrado su utilidad para cartografiar en detalle depósitos de laterita a pro-fundidades mayores de 50 m. El método de resis-tividad ocupa un lugar propio en la prospección inicial de recursos minerales lateríticos por su ba-jo costo y simplicidad de aplicación en el campo, aunque los resultados de los sondeos eléctricos verticales Schlumberger pueden ser distorsiona-dos por los cambios laterales en el espesor de la corteza laterítica (Francke, 2000). Estudios deta-llados de la resistividad realizados a lo largo de paredes de canteras han determinado que la re-sistividad de las lateritas está en el orden de los 400 ohm-m en las limonitas y de 150 ohm-m en las saprolitas (Francke and Parkinson 1999), aun-que otros estudios (Peric, 1981; Ritz et al., 1999; Akintorinwa et al., 2012) reportan valores desde 6500 ohm-m hasta 800 ohm-m en laterita y li-monita, los que llegan a ser de 200 ohm-m a 10 ohm-m en las saprolitas. Del mismo modo, Ritz et al. (1999) señalan que la cargabilidad de la sa-prolita es inferior a la de las zonas suprayacentes del perfil de intemperismo y a la de la roca madre infrayacente. En general, se conoce que el medio que rodea a los fragmentos de rocas es mucho más conductivo que ellas y que existe un buen contraste de resistividad entre los materiales in-temperizados y las rocas ultramáficas subyacen-tes. Por otra parte, la resistividad de la saprolita


en climas áridos es considerablemente más alta que la encontrada en la saprolita perteneciente a perfiles de climas húmedos (Francke, 2000).

Los métodos electromagnéticos del dominio de tiempo (electromagnético transciente, TEM por sus siglas en inglés) aplicados en tierra y que utilizan aros con tamaños entre 5 m y 20 m, tie-nen una más amplia aplicación, ya que pueden alcanzar resoluciones espaciales entre 15 m y 30 m y profundidades de investigación, a través del perfil de intemperismo, entre 30 y 100 m. Es de notar, sin embargo, que la resolución horizontal se reduce rápidamente con el aumento de la pro-fundidad de estudio. La cartografía eléctrica de los parámetros del suelo dentro de perfiles de in-temperismo en climas áridos se ve dificultada por las variaciones provocadas por los cambios en el contenido de sales. Esta concentración de sales en los perfiles de intemperismo desarrollados en climas áridos es el motivo por el que los méto-dos electromagnéticos del dominio de frecuencia (FEM por sus siglas en inglés) no son recomen-dados para su estudio. Otra variante de método electromagnético utilizable es el de conductivi-dad capacitivamente acoplada, el cual combina las ventajas de electromagnetismo del dominio de frecuencia con la entrega de un tipo de dato semejante al ofrecido por el método de resistivi-dad dipolo - dipolo (Francke, 2000)

El geo-radar es el método a aplicar por excelen-cia si el espesor de la corteza de intemperismo es inferior a los 50 m. Resulta de interés desta-car que los suelos tropicales aluviales que super-ficialmente semejan lateritas son, con frecuencia, opacos ante este método, debido a su alto con-tenido de arcillas y materia orgánica, en tanto la limonita retrabajada y transportada permanece aún transparente ante la energía irradiada. Este método puede ser empleado tanto en modo paso a paso para delimitar el depósito en la fase ini-cial de la exploración como en modo de medición continua durante la exploración detallada para la planificación minera.

Otras guías de exploración. Existencia de sue-los ferralíticos potentes sobre rocas ultramáficas con mayor cantidad de olivino que piroxenos (ca-so frecuente), o sobre rocas ultramáficas antigorí-ticas, o muy piroxénicas (caso menos frecuente). Presencia de bosques naturales de coníferas (pi-nos), con lianas y arbustos densos en regiones tropicales o subtropicales, desarrollados sobre suelos ferralíticos. Campos de lateritas ubicados en superficies inclinadas y/o onduladas con dre-naje –o poco drenaje– de aguas meteóricas.


Ley y tonelaje. De acuerdo con el modelo gene-ral de ley tonelaje (Berger et al., 2011), construi-do con datos de 117 depósitos de todo el mundo, para el 90 percentil la masa de mena es de 9 mi-llones de toneladas, con 0,83 % de Ni. Para el 50 percentil, la masa de mena asciende a 56 millo-nes de toneladas, con 1,3 % de Ni y 0,04 % de Co. Por último, para el 10 percentil, la masa de mena es de 290 millones de toneladas, con 1,8 % de Ni y 0,11 % de Co. Por su parte, Laznicka (2010) lista un total de 20 “grandes” depósitos in-dividuales -o conjuntos de depósitos muy cerca-nos entre sí- con recursos de Ni (metal) entre 1 y 5,5 millones de toneladas. Dos de ellos, Moa Bay (Distrito mineral Moa), en Cuba y Rio Tuba, en Filipinas, con 9,8 millones de toneladas de Ni y 6,3 millones de toneladas de Ni respectivamente, constituyen, de acuerdo con el citado autor, depó-sitos gigantes. La masa de mena correspondien-te a Nueva Caledonia, calificada con frecuencia como mega depósito, en realidad es la sumato-ria total del tonelaje perteneciente a numerosos depósitos discontinuos formados en una serie de macizos peridotíticos distribuidos a lo largo de los 400 km de longitud que tiene esta isla ubicada en el océano Pacífico (Paris, 1981).

Para los depósitos cubanos del tipo laterítico - saprolítico, la masa de mena varía entre 2 mi-llones y 285 millones de toneladas, con 19,1 % - 38,92 % de Fe, 1,07 % - 1,30 % de Ni, 0,050 % - 0,098 % de Co, 1,00 % - 2,45% de Cr2O3, 0,008% de P y 0,1% de S.

Limitaciones económicas. Heterogeneidad tec-nológica interna de los depósitos con conteni-dos variables de Fe, Cr, Ni, SiO2, Mn, Co y Al, por lo que usualmente las menas requieren de un pre-beneficio metalúrgico (mezcla, tamizaje, molienda, etc.) y de explotación selectiva. Los contenidos de Ni son moderados y por esto no resultan aprovechables en cualquier tipo de tec-nología metalúrgica; se consideran más apropia-dos para hidrometalurgia ácida o pirometalurgia. La recuperación del Ni de las menas lateríticas es más costosa que su obtención a partir de las menas sulfurosas. Por esta razón, los primeros necesitan tener mayor ley (>1 % de Ni) y tonelaje para poder clasificar como depósitos económicos (Laznicka, 2010). Los costos medioambientales son significativos, incluyendo el relleno y reculti-vación de suelos.

Importancia. Los depósitos lateríticos de Fe - Ni - Co constituyen una de las dos principales

fuentes de abastecimiento de Ni y Co del mun-do. Aunque los depósitos de sulfuros de Ni han sido hasta ahora la principal fuente de abasto de este metal (Berger et al., 20011), de acuerdo con Gleeson et al. (2003), Dalvi et al. (2004) y Mudd (2010), las lateritas contienen cerca del 70 % de los recursos mundiales de Ni y contabilizan alre-dedor del 40 % de la producción mundial de este metal. También albergan importantes recursos de Fe, Co y Sc, albergando además Cr, Mn y Ti. Son potenciales fuentes de elementos del grupo del platino (0,2 g/t), principalmente de Pd y Pt, así como de otros metales valiosos, como Au y ETR (Eliopoulos y Economou-Eliopoulos, 2000; Laza-renkov, et al., 2005; Aiglsperger et al., 2013). Estos metales tienden a concentrarse en los productos sulfurosos de las plantas metalúrgicas, por lo que también son potencialmente recuperables.

En Cuba este modelo de yacimiento produjo el 60% de todo el mineral níquel-cobaltífero de me-teorización. Son generalmente depósitos areales de significativa extensión, que constituyen una de las principales reservas de níquel y de cobalto la-terítico en Cuba 60 % y en el mundo.

Bibliografía

Aiglsperger, T., et al., 2013. Occurrence of scan-dium and rare earth elements in laterites from Cu-ba and the Dominican Republic. MINERIA’2013, VI Simposio Geología, Exploración y Explotación de las Lateritas Niqulíferas, La Habana, Cuba.

Adamovich, A.F., V. D. Chejovich, 1964. Sobre la cuestión de la formación de la corteza de meteori-zación en las regiones geosinclinales (en ejemplo de Cuba Oriental). Serie Geológica. A.C. URSS, No. 9, (en idioma ruso).

Ahmad, S. y D. F. C. Morris, 1978. Geochemistry of some lateritic nickel-ores with particular refe-rence to the distribution of noble metals. Minera-logical Magazine, 42: 143 - 152.

Akintorinwa, O. J., J. S. Ojo, M. O. Olorunfemi, 2012. Geoelectric reserve estimation of laterite deposits along a basement complex underlain Osogbo-Iwo highway, southwest Nigeria. Journal of Emerging Trends in Engineering and Applied Sciences (JETEAS) 3 (3): 490 - 496. ISSN: 2141-7016. jeteas.scholarlinkresearch.org

Almaguer, A., V. Zamarsky, 1993. Estudio de la distribución del hierro, níquel y cobalto en los ta-maños de los granos que componen el perfil de las cortezas de intemperismo de las rocas ultra-

máficas hasta su desarrollo laterítico y su rela-ción con la mineralogía. Minería y Geología No. 10: 17-23.

Batista, J. y A. Rodríguez–Infante, 2000. Particu-laridades geológicas del complejo ofiolítico de Moa a partir de los datos aeromagnéticos 1:50 000. Minería y Geología, 17 (1): 17 - 25.


Berger, V. I., D. A. Singer, J. D. Bliss, B. C. Moring, 2011. Ni-Co laterite deposits of the world; databa-se and grade and tonnage models: U.S. Geolo-gical Survey Open-File Report 2011-1058 [http://pubs.usgs.gov/of/2011/1058/]

Cabrera Díaz, I., et al., 2005. Evaluación de los minerales portadores de níquel en ultrabasitas del peniplano Camagüey y comparación con de-pósitos del Macizo Moa-Baracoa. Memorias del I Congreso de Minera (Mineria´2005), MIN2-14.

Buguelsky, Y. Y., 1979. Cortezas de intemperismo de trópicos húmedos. Editorial NAUKA. Moscú, págs.136-147 (en ruso).

Cordeiro, C., et al., 1987. Determinación expe-rimental de la distribución de níquel entre ma-crofases de mineral laterítico cubano. Minería y Geología No.2: 57-64.

Chang, R. A., 2005. Caracterización geólogo-geo-química y mineralógica del yacimiento de lateritas niquelíferas San Felipe, provincia Camagüey. Me-morias del Primer Congreso de Minería, MIN2-4.

Cherniajovsky, A. G., L. L. Peñalver, et al., 1977. Glacioeustasy and climatic fluctations in the Qua-ternary geological history of Cuba. X INQUA Con-gress, Birmingham (U.K.).

Dalvi, A. D., W. G. Bacon, R. C. Osborn, 2004. The past and the future of nickel laterites: PDAC 2004 International Convention, Prospectors and Deve-lopers Association of Canada, 27 p., accessed April 1, 2010 enhttp:/ /www.pdac.ca/pdac/publ icat ions/pa-pers/2004/techprgm-dalvi-bacon.pdf.

Eliopoulos, D. G., M. Economou-Eliopoulos, 2000. Geochemical and mineralogical characteristics of


Fe-Ni and bauxitic laterite deposits of Greece. Ore Geology Reviews No. 16.41-58.

Francke, J. E., J. G. Parkinson, 1999. The new ro-le of geophysics in nickel laterite exploration and development: Mining Millennium I PDAC 2000 Conf., Proceedings.


Galí, S., et al., 2006. Caracterización Mineralógi-ca de los Perfiles Laterítico Tipo Óxido. Yacimien-to Punta Gorda (Cuba Oriental). Revista MACLA, No. 6.

Gallardo, T., et al., 2011. Caracterización Mine-ralógica de las Esmectitas Niquelíferas del Yaci-miento de San Felipe (Camagüey, Cuba). Revista Macla No. 15, septiembre.

Gleeson, S.A., C. R. M. Butt, M. Elias, 2003. Nic-kel laterites—A review: SEG Newsletter, no. 54: 12–18.

González Pontón, R. B., et al., 2005. Interrelación SiO2, sílice libre y mineralización niquelífera en el depósito de lateritas San Felipe, Camagüey. Me-morias del I Congreso de Minería-MIN2-13.

Golightly, J. P., 2005. Fenix Nickel Project. Nickel Laterite Deposits of the Lake Izabal Region, Gua-temala. Golightly Geoscience Ltd.

Hernández, A. F., et al., 2009. Separación y con-centración de fases minerales en la mena lateríti-ca. Minería y Geología, 25, (4).1-14.

Kuziémkina, E.N,1965. La Corteza de Intempe-rismo Niquelífera sobre Ultrabasitas del Macizo Kolsky. Serie “Corteza de Intemperismo” No. 9 (en ruso).

Lavaut Copa W., 1998. Tendencias geológicas del intemperismo de las rocas ultramáficas en Cuba Oriental. Minería y Geología No. 15: 9-16.

Lavaut Copa W., 2005. Problemática del Estudio Geológico de los Principales Yacimientos Lateríti-cos de Cuba Oriental. Memorias del I Congreso de Minería (Mineria´2005), Min2-15.

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010:

961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.

Lazarenkov, V. G., I. N. Tijomirov, A. Ya. Zhidkov, I. V. Talovina, 2005. Platinum Group Metals and Gold in supergene Nickel ores of the Moa and Ni-karo deposits (Cuba).Lithology and Mineral Re-sources, 40 (6): 521 - 527. Traducido de Litologiya i Poleznie Iskapaemye, 2005, No 6: 600 - 608.

Linchenat A., Shirokova Y. (1964): Individual cha-racteristics of the nickeliferous iron (laterites) de-posits of the northeastern part of Cuba (Pinares de Mayarí, Nicaro and Moa). In XXII Internatio-nal Geology Congress, New Delhi (India). Proce-edings, vol.14: 69-187.


Mudd, G. M., 2010, Global trends and environ-mental issues in nickel mining—Sulfides versus laterites: Ore Geology Reviews, 38: 9 - 26.

Paris, J. P., 1981. Géologie de la Nouvelle Calédo-nie. Mém du BRGM, No 113, 278 págs.

Peric, M., 1981. Exploration of Burundi nickelife-rous laterites by electrical methods. Geophysical Prospecting, 29: 274 - 287. doi: 10.1111/j.1365-2478.1981.tb00405.x

Peñalver Hernández, L. L., et al., 2008. Mapa Di-gital de los Depósitos Cuaternarios del Archipié-lago Cubano a escala 1.250 000, Inédito, Archivos del IGP.

Portnov, A. M., 1987. Specialization of rocks toward potassium and thorium in relation to mine-ralization. International Geology Review, 29: 326 - 344.

Ritz, M., J. C. Parisot, S. Diouf, A. Beauvais, F. Dio-ne, M. Niang, 1999. Electrical imaging of lateritic weathering mantles over granitic and metamor-phic basement of eastern Senegal, West Africa. Journal of Applied Geophysics 41: 335 – 344.

Vershínin, A. C., I. V. Vitóvskaya, I. L. Edelshtéin, J. D. Varenia, 1988. Mineralogía tecnológica de las menas hipergénicas de níquel. Editorial NAUKA, 274 págs (en ruso).

Vletter, D.R., 1955. How Cuban nickel ore was formed- a lesson in laterite genesis. Engineering and Mining Journal, Vol. 156, No. 10.

Weld, C.M., 1909. The Brown Iron-Ores of Cuba. Transaction of the American Institute of Mining Engineers.

Zaigham, N. A., K. A. Mallick, 2000. Bela ophiolite zone of southern Pakistan: Tectonic setting and associated mineral deposits. GSA Bulletin, 112 (3): 478 - 489.


Fe - Ni - Co Tipo Sedimentario

Identificación

Sinónimos. Lateritas sedimentarias; lateritas “re-depositadas”; lateritas enterradas.

Subtipos de depósitos. Tiene tres subtipos. a) Sedimentario aflorante goethítico (tipo Punta Gor-da); b) Sedimentario confinado chamosítico (tipo Serovskoe); c) Sedimentario confinado sulfuroso (tipo Aydirlinskoye).

Productos. Ni, Co.

Subproductos. Fe; Mn; Ti; Finos de Cr.

Tipos de depósitos asociados. Ni supergénico tipo laterítico, Ni supergénico laterítico -saprolíti-co, cromitas podiforme, VMS máfico ultramáfico.

Ejemplos mundiales. Fanerozoicos: Shaytan-tasskoye (Kazajistán); Aydirlinskoye, Orsko-Hali-lovskoye, Elovskoye, Akkermanovskoye (Urales, Rusia); Tamanaco Norte (Venezuela).

Ejemplos cubanos. Levisa Norte (distrito mine-ral Nicaro, Holguín); Punta Gorda Norte, Playa La Vaca (distrito mineral Moa, Holguín).


Ambiente geodinámico. Ambiente de intrapla-ca. Secuencias cratónicas o epicontinentales que contienen macizos ultramáficos de diverso origen y relativa inestabilidad tectónica o neotectónica.

Ambiente deposicional. Los depósitos se for-man en cuencas sedimentarias superpuestas so-bre terrenos ofiolíticos obducidos, o en grabens aledaños a ellos (Glazkovsky, 1963), y se acu-mulan durante inundaciones periódicas, en zo-nas relativamente cerca de la costa (hasta 4 km -5 km), o sobre la tierra firme, en condiciones de cuencas fluviales y fluvio-marinas, lagunas y la-gos, generalmente de aguas someras. La fuente de aporte de materiales lateríticos y saprolíticos niquelífero-cobaltíferos, con Fe y Al, son las cor-tezas de meteorización desarrolladas sobre las ofiolitas o, alternativamente, sobre intrusivos ul-tramáficos.

Los sedimentos se caracterizan por ser un mate-rial mal seleccionado, con muy poca elaboración y selección por transportación a cortas distan-cias, aunque muestran estratificación y hasta rit-micidad. La presencia de sulfuros secundarios

(marcasita, pirita, millerita, y otros), manganosi-derita, arcillas verdes y grisáceas indican condi-ciones reductoras en aguas estancadas o de muy poca corriente.

El subtipo sedimentario aflorante goethítico (tipo Punta Gorda) se forma en un ambiente fluvio-ma-rino, lagunar somero o deltaico (Formell Cortina y Oro Alfonso, 1980); y los subtipos sedimentarios confinados chamosítico (tipo Serovskoe) y sulfu-roso (tipo Aydirlinskoye) en condiciones lacustres someras (Glazkovsky, 1963).

Rocas hospederas y asociadas. Los depósitos minerales se ubican cerca o en la periferia del macizo ofiolítico y yacen sobre la corteza de me-teorización, parcial o totalmente erosionada hasta las serpentinitas lixiviadas del basamento (caso Punta Gorda). También se enmarcan dentro de las capas de sedimentos laterítico-arcillosos o arcillas. Otras rocas asociadas son: calizas, mar-gas, conglomerados, areniscas, limolitas y es-quistos.

Edad de la mineralización. Desde el Triásico, con preponderancia durante el Mesozoico Su-perior y el Cenozoico (post-Campaniano-Pleis-toceno). La datación se basa en evidencias faunísticas, estratigráficas, paleogeográficas y geomorfológicas.

Los subtipos sedimentarios se han datado co-mo sigue. a) aflorante goethítico (Punta Gorda): Mioceno-Plioceno, que puede extenderse hasta el Cuaternario en base a la microfauna: Archaias angulatus Fitchell Moll, Elphidium puertorricen-ce gall Hemindway, Amphistegina lessoni d’Or-bigny, miliólidos, ostrácodos y otros (Formell Cortina y Oro Alfonso, 1980; Laverov, 1985); b) confinado sulfuroso (Aydirlinskoye): Mioceno, qui-zás también Eoceno-Oligoceno por polinología (Glazkovsky, 1963) y, c) confinado chamosítico (Serovskoe): datado como Jurásico Superior-Cre-tácico Inferior Albiano-Cenomaniano (Коnоnоvа, et al., 1974).

Forma del depósito. Lentes y cuerpos tabulares irregulares. El espesor de los depósitos fluctúa entre 1,5 m y 30 m (promedio de 3 m - 4 m), con una extensión areal de hasta 2 km2 - 3 km2.

Zonación del depósito. Los depósitos se ca-racterizan por poseer zonación y estratificación, que se identifica por el cambio del tipo de mate-rial que componen las capas o estratos del cor-te vertical. Generalmente, en la sucesión de las capas predomina la estratificación fina, aunque

en el corte también puede haber capas aisladas con 5 m - 7 m de espesor, que muestran, por lo general, una granulometría variable del material de las capas.

Así, en los depósitos aflorantes (tipo Punta Gor-da), la estratificación suele ser rítmica oblicua o normal. Las capas basales pueden ser conglo-meráticas o arcillosas, con intercalaciones de margas arcillosas o arenas arcillosas en niveles intermedios del corte, que culmina generalmente con una capa de laterita pisolítica. En todos los casos, las capas que componen el corte están nutridas de material limonítico y concreciones goethítico-hematíticas (“perdigones”) con varia-dos tamaños y formas, que alcanzan hasta 5 cm en las capas más superficiales. En ocasiones aparece localmente detritus serpentinítico. Las capas tienen diferente coloración, con predomi-nio del rojo y amarillo en el material más limoní-tico y del abigarrado en el más arcilloso, aunque pasa por tonalidades verdosas y grisáceas. El es-pesor de los estratos fluctúa entre 0,5 m y 6 m.

Los depósitos confinados presentan una zona-ción compleja, motivada por la existencia de 45 m - 60 m y más de cubierta de rocas sedimentarias (sedimentos areno-arcillosos, diatomitas, argili-tas, arcillas, materiales detríticos de serpentinas y calizas silicificadas, entre otros) y por debajo de ella, una zona mineralizada ferro-niquelífero-co-báltica o ferro-niquelífero-cromífera, represen-tada por una antigua corteza de meteorización eluvial transformada (tipo Serovskoe); o por una zona mineralizada sedimentaria (arcillosa) con sulfuros secundarios (tipo Aydirlinskoye).

La zonación litoestratigráfica en estos depósitos determina variaciones de la composición quími-ca en las capas que componen el perfil, lo que condiciona la formación de diferentes menas me-talíferas o de rocas y minerales industriales (pig-mentos, correctores para cemento, balasto, etc.). Así, en los depósitos aflorantes (tipo Punta Gor-da) las capas arcillosas y conglomeráticas de co-loración verdosa con material limonítico (ocres y concreciones) son niquelíferas, con 0,74 % -1,28 % de Ni, mientras que en las capas de arcillas abigarradas con concreciones, y de ocres con concreciones, el contenido de Ni es muy bajo (0,4 % - 0,56 % de Ni), constituyendo menas ligadas ferruginosas o ferruginoso-cromíticas (Ejemplos: Punta Gorda, Orsko-Halilovskoye, Serovkoye). Correspondientemente, también varían los con-tenidos del resto de sus componentes químicos: 41,5 % - 56,85 % de Fe2O3, 8,71 % -18,7 % de SiO2, 0,4 % - 16,2 % de FeO, 7,94 % - 19,19 % de

Al2O3, 0,85 % - 1,47 % de MgO, 1,84 % - 3,44 % de Cr2O3, trazas - 0,4 % de MnO. El contenido de cobalto es usualmente muy bajo y uniforme en su distribución (0,024 % - 0,039 % de Co), excepto en algunos depósitos de poco valor económico. El contenido de P2O5 es también uniforme, fluc-tuando entre 0,2 % - 0,3 %.

En los depósitos confinados, la zonalidad compo-sicional en la zona productiva está determinada por la presencia de ciertos minerales. Por ejem-plo, en el depósito Akkermanovskoye (Urales, Rusia), el horizonte basal está mineralizado con siderita (27 % de Fe promedio) y el superior por hierro pardo, con 32 % de Fe; en otros depósitos como Serovskoye y Elovskoye (Urales, Rusia), predomina la chamosita en la zona sedimenta-ria productiva, con altos contenidos de Ni y Co (0,95 % -1,96 % de Ni, 0,102 % - 0,629 % de Co), concomitante con otros minerales subordinados niquelífero-cobaltíferos, como siderita, rodocrosi-ta, manganocalcita, magnetita polvorienta y otros. En el depósito Aydirlinskoye, los minerales porta-dores de Ni son sulfuros secundarios (marcasi-ta, melnikovita, pirita, bravoita, millerita, violarita). En todos los depósitos confinados, la parte supe-rior de la zona productiva está compuesta, fun-damentalmente, por goethita, con subordinada asbolana, chamosita y cuarzo, minerales que de-finen el horizonte superior níquel - cobaltífero o ferruginoso - cromífero.

Mineralogía de la mena. En los depósitos aflo-rantes (tipo Punta Gorda) y confinados chamosí-ticos (tipo Serovskoe), los minerales principales que componen la mena son: goethita, asbola-na, wad, pirolusita, cromoespinelas y silicatos ni-quelíferos (nontronita, chamosita, hidroclorita), así como goethita hidratada, magnetita, lepto-clorita, gibbsita, siderita, manganocalcita y ma-terial coloidal, precipitado químicamente, que se recristaliza a clorita e hidrargilita. Menor difusión tienen los sulfuros epigenéticos niquelíferos (sub-tipo sedimentario sulfuroso o Aydirlinskoye), que se encuentran dentro de las arcillas en forma de concreciones, venillas, costras, granos y disemi-naciones muy finas de cristales de sulfuros tales como marcasita, melnikovita (realmente no se trata de una especie mineral, ya que se considera una mezcla de sulfuros de hierro, principalmente marcasita y pirita, que dan lugar a un estado de gel que tiene carácter amorfo), pirita, bravoita (pi-rita rica en Ni y Co), violarita (sulfuro de hierro y níquel) y millerita (Glazkovsky, 1963; Kuziénkina, 1965 y 1970; Formell Cortina y Oro Alfonso, 1980; Perkov y Popovchenko, 2012).


Mineralogía de ganga. La mineralogía de la gan-ga consiste principalmente en carbonatos y silica-tos, aunque también incluye arcillas ligníferas en el techo de los depósitos.

Texturas y estructuras. Estos depósitos se-dimentarios se caracterizan por tener texturas estratiformes, conglomeráticas, fragmentarias, pisolíticas, oolíticas, cavernosas y relícticas. En el subtipo sulfuroso se observan texturas nodular, vetiformes y de impregnación muy fina. Las es-tructuras son predominantemente pelítica y psa-mítica.

Alteraciones hidrotermales. Las alteraciones hi-drotermales no son comunes en estos depósitos, pero existen alteraciones supergénicas secunda-rias como la caolinización parcial de las arcillas, la limonitización de las margas y de los sulfuros, así como la cementación superficial local de las concreciones goethítico-hematíticas. Estas alte-raciones supergénicas secundarias conducen a una leve redistribución de los elementos quími-cos, sin llegar a formar una zonalidad geoquímica bien expresada como la que existe en las corte-zas (eluviales) de intemperismo primarias in situ.

Controles de mena. El control mineral funda-mental es del tipo mineralógico-estratigráfico, relacionado con la composición mineral de las capas litológicas que componen el depósito y con la acumulación en determinadas posiciones en el corte estratigráfico de materiales enriquecidos con oxi-hidróxidos de hierro, cromo, manganeso, sulfuros o silicatos niquelíferos, así como con sus combinaciones.

En base a esto, las menas pueden ser esencial-mente niquelíferas (tipos Serovskoe y Aydirlins-koye), o esencialmente cobaltíferas, asociadas a los paquetes de materiales puramente sedimen-tarios, enriquecidos con hidróxidos de mangane-so (controladores del cobalto), que en forma de nidos, vetillas y películas impregnan los sedimen-tos friables arcillosos y areno-arcillosos.

No obstante, estos depósitos cobaltíferos no tie-nen gran importancia industrial, como sí la tienen los depósitos sedimentarios ferro-niquelíferos y, sobre todo, los ferro–cromo-niquelíferos. El mate-rial corrector para cemento y pigmentos se asocia a la capa de coraza y laterita roja.

Modelo genético. La génesis de los depósitos de Ni sedimentario es multiestadial, que comien-za con una primera fase de erosión, traslado y redeposición de los productos lateríticos y sapro-

son, 2011).Dentro de la sísmica, el método más utilizado es el de reflexión, pues generalmente brinda una resolución más alta que la sísmica de refracción y se ha demostrado su utilidad para cartografiar en detalle depósitos de laterita a pro-fundidades mayores de 50 m. El método de resis-tividad ocupa un lugar propio en la prospección inicial de recursos minerales lateríticos por su ba-jo costo y simplicidad de aplicación en el campo, aunque los resultados de los sondeos eléctricos verticales Schlumberger pueden ser distorsiona-dos por los cambios laterales en el espesor de la corteza laterítica (Francke, 2000).

Los métodos electromagnéticos del dominio de tiempo (electromagnético transciente, TEM por sus siglas en inglés) aplicados en tierra y que uti-lizan aros con tamaños entre 5 m y 20 m, tienen una más amplia aplicación, ya que pueden alcan-zar resoluciones espaciales entre 15 m y 30 m y profundidades de investigación, a través del perfil de intemperismo, entre 30 y 100 m. Es de notar, sin embargo, que la resolución horizontal se redu-ce rápidamente con el aumento de la profundidad de estudio. Otra variante de método electromag-nético utilizable es el de conductividad capaciti-vamente acoplada, el cual combina las ventajas de electromagnetismo del dominio de frecuencia con la entrega de un tipo de dato semejante al ofrecido por el método de resistividad dipolo - di-polo (Francke, 2000)

El geo-radar es el método a aplicar por excelen-cia si el espesor de la corteza de intemperismo es inferior a los 50 m. En cambio, si los depósi-tos están enterrados bajo más de 20 - 30 m de sedimentos, no es aplicable. Resulta de interés destacar que los suelos tropicales aluviales que superficialmente semejan lateritas son, con fre-cuencia, opacos ante este método, debido a su alto contenido de arcillas y materia orgánica, en tanto la limonita retrabajada y transportada per-manece aún transparente ante la energía irradia-da. Este método puede ser empleado tanto en modo paso a paso para delimitar el depósito en la fase inicial de la exploración como en modo de medición continua durante la exploración detalla-da para la planificación minera.

Otras guías de exploración. Existencia de mate-rial laterítico ferrítico o saprolítico de procedencia ultramáfica con notables signos de estratificación en condiciones afloradas o formando paquetes sedimentarios con otras rocas de esta génesis. Hallazgos de fauna o microfauna marina o lacus-tre en tales tipos de sedimentos.


Ley y tonelaje. Depósitos de 3,5 millones a 480 millones de toneladas de menas con 27 % -55 % de Fe, 0,4 % - 1,52 % de Ni, 0,02 % - 0,3 % de Co, 1,5 % - 3,5 % de Cr2O3, 0,2 % - 0,3 % de P2O5 y 0.1 % de S.

Limitaciones económicas. Heterogeneidad tec-nológica interna de los depósitos con conteni-dos variables de Fe, Cr, Ni, SiO2, Mn, Co y Al, por lo que usualmente las menas requieren de un prebeneficio metalúrgico (mezcla, tamizaje, mo-lienda, etc.) y de explotación selectiva. Los conte-nidos de Ni son moderados y por esto no resultan aprovechables en cualquier tipo de tecnología metalúrgica; se consideran más apropiados para hidrometalurgia ácida o pirometalurgia. La recu-peración del Ni de las menas lateríticas es más costosa que su obtención a partir de las menas sulfurosas. Por esta razón, los primeros necesitan tener mayor ley (>1 % de Ni) y tonelaje para po-der clasificar como depósitos económicos (Laz-nicka, 2010). Los costos medioambientales son significativos, incluyendo el relleno y recultivación de suelos.

Importancia. Constituyen una fuente de metales ferrosos: Fe, Ni, Co, Cr, Los contenidos de Ni y Co son generalmente moderados, condicionando la especialización de estos depósitos en niquelífe-ros, cobaltíferos, ferruginosos ligados y ferrugino-so-cromíferos. También constituye una fuente de materia prima industrial en pigmentos, corrector del cemento y otros usos. Son potenciales fuen-tes de EGP (0,2 g/t), principalmente de Pd y Pt, así como de otros metales valiosos como Au y Sc (Eliopoulos y Economou-Eliopoulos, M., 2000). Estos metales tienden a concentrarse en los pro-ductos sulfurosos y licores de las plantas meta-lúrgicas, por lo que también son potencialmente recuperables durante o después del proceso me-talúrgico.

De este tipo de depósitos sedimentarios, en Cuba solamente se conoce el modelo aflorado, ejempli-ficado por el caso de Punta Gorda; no han sido localizados depósitos confinados, pero aun así estos depósitos no han producido yacimientos ni-quelíferos ni cobaltíferos de importancia práctica, debido a su limitado tamaño (de 3 millones a 10 millones de toneladas) y muy bajos contenidos de Ni y Co, por lo que han sido escombreados o abandonados durante la minería. Otros depó-sitos, que pudieran relacionarse con este mode-lo, permanecen no explorados (Sierra de Cubita, San Miguel de los Baños).

líticos resultantes del intemperismo supergénico de macizos de rocas máfico-ultramáficas ha-cia cuencas sedimentarias aledañas y someras, donde conforman capas o estratos que pueden ser cubiertos o no en lo subsiguiente por otros se-dimentos más jóvenes (margas, calizas, arenis-cas y conglomerados, entre otros).

Luego, en condiciones destapadas o enterradas, ocurre la diagénesis de dichos sedimentos bajo la acción de soluciones infiltrativas de aguas es-tancadas, que conlleva a la transformación par-cial o total de sus minerales, textura y estructura. Este proceso se acompaña también de la sínte-sis y precipitación química de nuevos minerales (goethita-limonita, magnetita, leptoclorita, gibb-sita, siderita, manganocalcita, coloides y otros), que parcialmente se recristalizan a cloritas y hi-drargilitas.

En condiciones de metamorfismo progresivo, los sedimentos de cubierta podrían transformarse en esquistos.


Firma geoquímica. Contenidos anómalos de Fe, Ni, Co, Cr y Mn en paquetes sedimentarios de la periferia de los macizos ultramáficos. Pueden aparecer anomalías de Zn, Cu, Au, Ti, V, EGP y As.

Firma geofísica. A escala regional, los métodos aéreos (magnetometría y la espectrometría gam-ma) son útiles en la cartografía de las zonas de desarrollo de corteza laterítica sobre rocas ultra-máficas, así como de acumulaciones lateríticas redepositadas. A su vez, brindan una idea cuali-tativa acerca del comportamiento espacial del es-pesor del perfil de intemperismo. Los depósitos sedimentarios de lateritas (redepositados) sue-len presentar mayores contenidos de eU y eTh que los depósitos in situ, aunque los valores de los mencionados radioelementos son también in-fluenciados por el espesor de la corteza de intem-perismo, así como, posiblemente, por su grado de maduración. Cabe también mencionar que las mayores concentraciones de eU aparecen en áreas con relieve topográfico negativo, en las que hay mayor cantidad de materia orgánica (Batista et al., 2008).

A escala de depósito mineral, la magnetometría y la gravimetría, así como los métodos electro-magnéticos y eléctricos, pueden ser usados en la delimitación del perfil de intemperismo de los de-pósitos lateríticos de Fe - Ni - Co (Marsh y Ander-


Bibliografía


Eliopoulos, D.G., M. Economou-Eliopoulos, 2000. Geochemical and mineralogical characteristics of Fe-Ni and bauxitic laterite deposits of Greece. Ore Geology Reviews No. 16: 41-58.


Formell Cortina, F., J. R. Oro Alfonso, 1980. Sobre los procesos de redeposición en el yacimiento Punta Gorda. Ciencias de la Tierra y del Espacio 2/ 1980:53-66.

Glazkovsky, A. A., 1963. Evaluación de los yaci-mientos durante la prospección y exploración. Ní-quel. GOSGEOLTEXIZDAT. Moscú, págs. 76-78, (en ruso).

Kuziémkina, E.N. (Куземкина, Е.Н.),1965. Никелкносная кора выветривания на ультрабазитах Кольского массива, Кора выветривания, вып. 9.

Kuziémkina, E. N. (Куземкина, Е. Н.), 1970. Погревенная остаточная кора выветривания смешанного типа Кольского массива. Никеленосные коры выветривания Урала, “Наука”.

Kononova, L. I.,K. G. Borodina, N. DVojmiani-na. (Кононова Л.И., Бородина К.Г., Вохмянина Н.Д.), 1974. Серовское месторождение гипергенного никеля. Рудoносные коры выветривания, “Наука”,Págs. 163-172.

Laverov, N. P., 1985. Yacimientos minerales me-tálicos de Cuba. Editorial NAUKA, Moscú, págs. 70 - 74, (en ruso).

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010: 961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.


Perkov, E. S., C. E. Popovchenko, 2012. Minera-logical And Geochemical Features of Zoning of Residual Soils at Eastern Lipovenki Area (Middle Pobuzhya of Ukrainian Shield), Науковийвісник НГУ, 2012, № 3 (en ruso).

Familia de los Depósitos Magmáti-cos en Rocas Maficas - Ultramáfi-cas

En la familia de los depósitos magmáticos enca-jandos en secuencias mafico- ultramáficas hay un conjunto de modelos de depósitos de gran im-portancia internacional, como el de Cu - Ni tipo Stillwater, Cu - Ni - EGP tipo Duluth, Cu - Ni-EPG tipo Norilsk Fe - Ti - V tipo Bushveld, cromitas tipo Bushveld y EGP Merensky Reef, todos ellos rela-cionados con intrusivos máfico - ultramáficos es-tratificados, generalmente precámbricos.

Los depósitos de cromitas podiformes que, a dife-rencia de los modelos anteriores, se encuentran ubicados en ofiolitas, pertenecen también a esta familia. Esta pertenencia está dada por el hecho de encontrarse encajados en secuencias máfi-co-ultramáficas y tener una génesis ortomagmá-tica. Este tipo de depósito, bien representado en Cuba, es el único miembro de esta familia que se presenta aquí.


Cromitita Podiforme

Identificación



Productos. Cromita.

Subproductos. Ninguno.

Tipos de depósitos asociados. Placer de cro-mita, laterita Fe - Ni - Co, VMS máfico - ultramáfi-co, placer de Au, placer de Au – EGP.

Ejemplos mundiales. Batamshinsk, Stepninsk, Tagashaisai (Urales del Sur, Rusia). Xeraivado y Skoumtsa (Grecia). Luobusa, Donqiao, Sartohay, Yushi, Solun, Wudu y Hegenshan (China). Acoje y Masinloc-Coto (Luzón, Filipinas). Distrito mineral Guleman (Turquía).

Ejemplos cubanos. Merceditas, Caledonia, Ca-simba (Holguín), Camagüey I-II (Camagüey).


Ambiente geodinámico. Secuencias ultramá-ficas de tipo alpino (ofiolitas) que forman terre-nos oceánicos acrecionados, representativas de fragmentos obducidos de corteza oceánica y del manto superior. Dentro de estas secuencias se distinguen los ambientes de cresta centro-oceá-nica, corteza oceánica fuera de las crestas cen-tro-oceánicas (base de montes marinos) y zonas de suprasubducción en ambientes de antearco, intra-arco y trasarco. Se encuentran también den-tro de la corteza oceánica actual.

Ambiente deposicional. Sección ultramáfica de la corteza oceánica tectónicamente emplazada como ofiolitas a lo largo de márgenes continen-tales. Los depósitos tienden a ocurrir dentro de los gabros estratificados, sobre todo en su parte inferior, perteneciente a la zona de transición en-tre los cúmulos máfico - ultramáficos y las tecto-nitas, tanto dentro de las secuencias dominadas por piroxenita + wehrlita como de las dominadas por la dunita. También aparecen en la parte alta de las tectonitas, dominadas por la harzburgita, con subordinadas iherzolita y dunita. Aparecen frecuentemente asociados a zonas de cizalla y de melange dentro de las ofiolitas, pudiendo ser desplazados y fracturados por fallas y procesos intensos de deformación. En algunos casos pare-cen estar estructuralmente controlados. En algu-

nas zonas, los depósitos de cromitita se disponen paralelamente a la orientación de la estructura de la roca, mientras que en otras se disponen en for-ma discordante. El 91 % de los depósitos del gru-po mayor, el 77 % de los del grupo menor y el 100 % de los del grupo de depósitos bandeados se localizan en ambientes de suprasubducción. Por zona, dentro de las ofiolitas, la distribución es más amplia. Así, los depósitos del grupo mayor se hallan en un 9 % en los gabros cumulativos, un 39 % en la zona de transición, y un 40 % en las tectonitas (el resto que falta para completar el 100 % no tiene ubicación precisada). Para el grupo menor la distribución es de: 3 % en los ga-bros cumulativos, 0 en la zona de transición y 97 % en las tectonitas. Finalmente, para el grupo de los depósitos bandeados es: 18 % en los gabros cumulativos, 51 % en la zona de transición y 23 % en las tectonitas (Mosier et al., 2012).

Rocas hospederas y asociadas. Hospedadas en rocas ultramáficas variablemente serpentiniza-das: dunitas, harzburgitas y peridotitas, raramen-te en troctolitas, wehrlitas, piroxenitas y gabros. Las peridotitas incluyen harzburgita y iherzolita en las tectonitas y wehrlita en los cúmulos máfi-co - ultramáficos. En el caso del grupo de los de-pósitos mayores, la dunita alberga al 92 % de los depósitos, la harzburgita al 10 % y la peridotita al 5 %. En el grupo de los depósitos menores, el 75 % está hospedado en dunita, el 23 % en serpen-tinita y el 3 % en harzburgita, mientras que en el grupo de los depósitos bandeados, el 79 % está hospedado en dunita, el 16 % en serpentinita y el 4 % en harzburgita (Mosier et al., 2012).

Edad de la mineralización. Principalmente me-sozoica y cenozoica, pero se conocen depósitos precámbricos. El depósito Zunhua, ubicado en el norte de China, es uno de los más antiguos cono-cidos hasta ahora, con una edad, según el méto-do Re-Os, de 2547 ± 10 millones de años (Huang et al., 2004), lo cual lo sitúa en el extremo supe-rior del período Neoarqueano. El rango de eda-des absolutas reportado va desde 2700 millones de años hasta 35 millones de años (Mosier et al., 2012).

Forma del depósito. Nodular, de saco o pera los más pequeños, mientras los mayores son tabula-res, lenticulares, cilíndricos, o irregulares. Su ta-maño varía desde unos metros de largo, ancho y espesor, hasta cuerpos alargados de varios cientos de m por el rumbo. Los cuerpos pueden ser continuos por el rumbo, segmentados en por-ciones próximas entre sí o estar ampliamente separados uno del otro. Su contacto con las ro-

cas encajantes puede ser agudo o transicional. No parece haber relación alguna entre el tama-ño de los cuerpos ofiolíticos hospederos y el de los depósitos de cromitita que contienen (Econo-mou-Eliopoulos, 1993).

Los cuerpos masivos pueden estar acompañados por zonas laterales de mineralización disemina-da de hasta varios cientos de metros de longitud por el rumbo. Estos cuerpos laminares, o en for-ma de bandas estratificadas, se distinguen de los grandes depósitos estratiformes por su limitada extensión lateral, usualmente inferior a los 800 m (Thayer, 1960) y por su ambiente geotectónico y deposicional. En general, los depósitos tienden a formar grupos que ocupan pequeñas áreas den-tro de los macizos ofiolíticos. Por su ley - tonela-je se dividen en mayores, menores y bandeados; estos últimos agrupan a los depósitos bandeados y diseminados de más baja ley.

Por su tamaño, los depósitos cubren un amplio rango, que habitualmente va desde 1 m hasta 800 m, pero los hay de hasta 1350 m y más. Así, en el Campo Menífero Principal del distrito mine-ral Kempirsai (Kazajistán), un cuerpo lenticular de magnesio-cromita pobre en Al alcanza 2 km de longitud por el rumbo, con un espesor máximo de 230 m, dentro de una faja de lentes, láminas y cuerpos irregulares extendida a lo largo de 25 km (Laznicka, 2010). El área de los depósitos varía entre 300 m2 y 300 mil m2.

Zonación del depósito. No la presentan

Mineralogía de mena. Principales: cromita. Su-bordinados: ferrocromita, magnetita, Raros: li-monita, hematites, calcopirita, cubanita, pirita, pirrotita, millerita, pentlandita, heazlewoodita, godlevskita, awaruita, cobre nativo, Ni nativo, po-lidimita, bornita, digenita y minerales de los ele-mentos del grupo del platino (aleaciones de Os, Ir y Ru, laurita, erlichmanita, irarsita, hollingworti-ta, isoferroplatino, cooperita, sperrylita, geversita, hongshiita, stibiopalladinita y Pd nativo (Prichard et al., 2008; Uysal et al., 2009; Akbulut et al., 2010; Mosier et al., 2012).

Mineralogía de ganga. Principales: olivino, ser-pentina, magnetita, kämmererita (variedad cromí-fera del clinocloro. Subordinados: talco, uvarovita, magnesita, clorita. Raros: diópsido, tremolita, acti-nolita, troilita, andradita, rutilo, cuarzo, clinocloro, crisotilo, ilmenita, fukuchilita, hornblenda, calcita, brucita, biotita, apatito, epidota, antigorita, anata-sa, anortita, feldespato. Muchos de estos minera-les raros se presentan en forma de inclusiones.

Texturas y estructuras. Textura masiva, en agre-gados, nodular, orbicular, en red, bandeada, si-licatada ocluida (antinodular), vetítica, fluidal y laminar. A veces aparecen texturas de empuje y separación, que reflejan la presencia de es-fuerzos extensionales. Los cristales son gene-ralmente anhédricos, aunque a veces aparecen euhédricos, generalmente de 1 mm a 10 mm de tamaño (Thayer, 1963; Huang et al., 2004).

Alteraciones hidrotermales. Algunos depósitos presentan halos de serpentinización, mientras otros no (Lipin, 1984).

Controles de mena. Estructural: localización cer-ca del contacto entre los cúmulos máfico - ultra-máficos y las tectonitas del complejo ofiolítico. Algunos depósitos se asocian con zonas de ci-zalla o fallas. Litológico: restringidos al interior de cuerpos de dunita dentro de las peridotitas tecto-nizadas y a las porciones duníticas en la zona de cúmulos ultramáfico - máficos en la mayoría de los casos.

Modelo genético. Existe una amplia controver-sia sobre el origen de estos depósitos, lo que se manifiesta en la existencia de un número elevado de hipótesis. Entre las más recientes figuran la del relleno de un conducto por magma cumulati-vo máfico - ultramáfico dentro del manto residual (Lago et al., 1982); emplazamiento de un magma residual (de harzburgita y dunita) luego de una amplia extracción de fundido del manto hospede-ro (Uysal et al., 2009); etapas múltiples de fusión y segregación de fundidos por interacción fundi-do - roca y fundido - fundido, así como mezcla de magmas (Paktunc, 1990; Uysal et al., 2009). En este sentido, los EGP y los elementos calcó-filos pueden suministrar evidencias que permitan discriminar entre cromitas derivadas de magmas primitivos, con baja relación Pd/Ir y alta relación Ni/Cu, y los derivados de magmas parcialmen-te fraccionados, con alta relación Pd/Ir y baja re-lación Ni/Cu (Economou-Eliopoulos, 1996). Por otro lado, Ash (1996) plantea que los depósitos se forman como un diferenciado magmático prima-rio durante la cristalización fraccionada temprana de olivino y cromo-espinela en el seno de un fun-dido basáltico, en los centros de expansión oceá-nica, dentro de pequeñas masas magmáticas o de conductos en el manto harzburgítico residual, inmediatamente por debajo de la discontinuidad petrológica de Mohorovic; o en la sección basal de la zona de cúmulos máfico - ultramáficos de la corteza oceánica, como capas de cúmulos den-tro de dunitas en la base de la cámara magmática axial. Los cuerpos minerales discordantes, por su


parte, pueden originarse en conductos verticales alimentados por magma a través de un manto de harzburgitas encajantes, que en algunos casos pueden ser posteriormente cizallados (Mosier et al., 2012). Las crestas centro - oceánicas con al-to ritmo de expansión se consideran un ambiente favorable para su formación (Arai y Matsukage, 1998).

En el año 2000, Edwards et al postularon la sepa-ración de cromita a partir de magmas basálticos circulantes por el manto superior, bajo las crestas de expansión centro – oceánicas, como resulta-do de una mezcla de magmas, contaminación o hidratación. Así, las variedades bien laminadas de cromititas en cúmulos ofiolíticos se formaron probablemente como cúmulos de cromita - oli-vino dentro de cámaras magmáticas basálticas, sincrónicas con las extrusiones tipo MORB (Laz-nicka, 2010).

De acuerdo con experimentos de laboratorio, el proceso de formación de mena, a partir de una fundido picritico, se inicia con la cristalización y la deposición de mineral, hasta que la densidad de las concentraciones locales de cromita exce-de la densidad y la capacidad sustentadora de la lámina fundida silicatada subyacente. Una vez alcanzada esta condición, la cromita comienza a hundirse dentro del fundido en forma de gotas, las cuales tienen suficiente tensión superficial co-mo para minimizar la desintegración de los nó-dulos durante su hundimiento, lo cual general la sucesión de texturas antinodular, orbicular y no-dular como resultado de la mezcla incompleta en-tre el fundido rico en óxido de Cr - Fe y el fundido silicatado, rico en Mg (Ballhaus, 1998; Matveev y Ballhaus, 2002).

A partir de estos resultados y de sus propias ob-servaciones en el depósito Zhunhua, Huang et al. (2004) propusieron un modelo de formación de mena donde el proceso se inicia con la transfe-rencia de óxidos de Cr - Fe a un fundido duran-te la fusión, en presencia de agua, de peridotitas refractarias. Estos óxidos se dispersan dentro del fundido rico en Mg, para comenzar a cristalizar en forma diseminada (textura diseminada). Este fundido de óxido de Cr - Fe comienza a concen-trarse, lo cual se refleja en la formación de veni-llas de cromita (textura en red). A continuación, se inicia la coalescencia de estas masas de óxidos de Cr – Fe, que comienzan a acumularse hacia la base de la zona de coalescencia. De este modo aparece la mena con textura laminar. Sin embar-go, debido al carácter incompleto de la mezcla entre el fundido silicatado rico en Mg y el fundido

ceso de cristalización de la cromita, cuyos minús-culos granos viajan en suspensión, flotando en el magma ascendente, y migran a través del bor-de mantélico metasomatizado suprayacente. Es-tos fundidos magmáticos, portadores de cromita, depositan el mineral dentro de conductos ígneos ubicados en la parte más alta del manto, cerca de la discontinuidad petrológica de Mohorovic, don-de el flujo ascendente pasa –con una conside-rable pérdida de velocidad– a ser subhorizontal.


Firma geoquímica. Los cuerpos de cromitita po-diforme no presentan halos geoquímicos. La pre-sencia de cromita en jagua indica la existencia de cuerpos erosionados. Indicadores basados en los EGP pueden ser de ayuda. Así, la presencia de EGP con elevada relación EGP/S y/o relati-vamente elevadas relaciones (Pt+Pd)/(Or+Ir+Ru) y/o Pd/Ir pueden indicar condiciones desfavora-bles para la presencia de este tipo de depósitos (Economou-Eliopoulos, 1993).

Firma geofísica. No siempre es efectiva. Según, la experiencia práctica acumulada, lo mejor es combinar la gravimetría, la magnetometría y los métodos eléctricos con la realización de trabajos geológicos detallados, sobre todo para la locali-zación de cuerpos de gran tamaño.

Otras guías de exploración. Rasgos positivos del relieve: debido a su relativamente mayor re-sistencia a la erosión, los cuerpos de cromitita aflorantes suelen sobresalir por encima de la su-perficie de los alrededores. Presencia de milonita dunítica en zonas tectónicas. Las ofiolitas rela-cionadas con zonas de suprasubducción y con secciones de manto harzburgítico parecen ser el único tipo de secuencia ofiolítica hospedera de depósitos económicos (Ash, 1996).


Ley y tonelaje. Los depósitos, por su tonelaje, presentan a nivel mundial una distribución bimo-dal, lo cual permitió a Singer y Page (1986) se-pararlos en dos grupos, denominados “depósitos mayores” y “depósitos menores”. En el primero fueron agrupados 174 depósitos y otros 435 en el segundo grupo. Sin embargo, no hay diferencias significativas en ley de mena, 44 % de Cr2O3 en el grupo mayor frente a 43 % de Cr2O3 en el grupo menor (Mosier et al, 2012). A estos dos grupos, los últimos autores citados añadieron un tercer grupo: el de las cromitas bandeadas, con una ley promedio de 42 % de Cr2O3. Por consiguiente, no

se distingue por su ley, por lo que la diferencia con los otros dos grupos radica solo en el tonela-je. Los tres modelos de ley-tonelaje desarrollados (Mosier et al, 2012) muestran lo siguiente:

Grupo de depósitos podiformes mayores (246 de-pósitos): para el 90 percentil, la masa de mena es de 400 t, con 34% de Cr2O3. Para el 50 percen-til la masa de mena es de 11 mil toneladas, con 45 % de Cr2O3, mientras que para el 10 percentil la masa de mena asciende a 540 mil toneladas, con 51 % de Cr2O3, 3,30 ppb de Rh, 11 ppb de Ir, 31 ppb de Ru, 0 ppb de Pd y 5,30 ppb de Pt (50, ppb de EGP total). Es de notar que los depó-sitos pertenecientes a este grupo pueden alcan-zar un tamaño máximo superior a los 5 millones de toneladas de mena. En este sentido, se tiene que los depósitos Luobusa, Donqiao, Sartohay, Yushi, Solun, Wudu y Hegenshan, ubicados en China, poseen cada uno más de 1,5 millones de toneladas de mena (Ash, 1996). Sin embargo, el conjunto de depósitos de cromitita podiforme más grande conocido es el distrito mineral Kempirsai (extremo meridional de los Urales, Kazajistán), con recursos totales ascendentes a 300 millones de toneladas de mena, el cual está hospedado en harzburgita serpentinizada y perteneciente a un macizo ofiolítico metamorfizado de 400 a 420 millones de años de edad (Laznicka, 2010).

Grupo de depósitos podiformes menores (283 depósitos). Para el 90 percentil, la masa de mena es de 10 t, con 34 % de Cr2O3. Para el 50 percentil la masa de mena es de 100 t, con 43 % de Cr2O3. Para el 10 percentil la masa de mena asciende a 2000 t, con 51 % de Cr2O3, 7 ppb de Rh, 52 ppb de Ir, 130 ppb de Ru, 2 ppb de Pd y 10 ppb de Pt (201 ppb de EGP total).

Grupo de los depósitos podiformes bandeados (90 depósitos). Para el 90 percentil la masa de mena es de 20 toneladas, con 34 % de Cr2O3. Para el 50 percentil la masa de mena es de 650 toneladas, con 42 % de Cr2O3. Para el 10 percen-til la masa de mena asciende a 46 mil toneladas, con 52 % de Cr2O3, 5 ppb de Rh, 42 ppb de Ir, 140 ppb de Ru, 1 ppb de Pd y 10 ppb de Pt (198 ppb de EGP total).

Limitaciones económicas. El pequeño tama-ño de los depósitos conduce a su rápido agota-miento. En el caso de los pertenecientes al grupo menor, su reducido tamaño limita fuertemente los gastos en prospección geológica en que se puede incurrir para localizarlos. La presencia de C, Si, S y P es nociva y, por encima de ciertos valores, invalidan el empleo de la mena con fi-

rico en óxidos de Cr - Fe, dentro de ella también aparece la textura ocluida. Ulteriormente, la con-tinuidad del proceso de coalescencia dentro de la zona laminar enriquecida da lugar a que la masa y densidad de la concentración local de cromita excedan la densidad y la capacidad de sustenta-ción de la lámina fundida silicatada subyacente, lo que provoca el hundimiento en el fundido de la cromita en forma de gotas. El efecto humectan-te (la tensión superficial de las gotas) preserva el contorno redondeado de las gotas de cromita, permitiendo la formación de orbículos. Durante su hundimiento, estos se encogen, para formar finalmente los nódulos de cromita. En este proce-so ocurre que las gotas descendentes alcanzan otro horizonte de cromita laminar, acelerándose el proceso de coalescencia y caída de nódulos y orbículos. Así, un rápido proceso de precipitación de éstos da lugar a la formación de las menas de cromita masiva. De este modo, si en la fase final del proceso de hundimiento se ven involucrada una cantidad suficientemente alta de bandas de cromita laminar, se formará un depósito de im-portancia.

La presencia de estructura fluidal (incluida la de flujo turbulento) parece indicar que en la forma-ción de algunos depósitos estuvo involucrado un flujo relativamente rápido del magma fértil, mien-tras que las bajas velocidades de flujo parecen relacionarse con menas de baja ley. Lo anterior sugiere que, una vez formadas las texturas orbi-cular y nodular, la velocidad de la circulación del fundido magmático pudiera ser un factor de im-portancia en la formación de depósitos de gran tamaño y de alta calidad (Huang et al., 2004). Finalmente, la aparición posterior de esfuerzos tectónicos y de deformaciones plásticas de alta temperatura puede introducir modificaciones pos-teriores en los depósitos ya constituidos.

En un trabajo reciente, Zhou (2014) propone un modelo de formación de las cromitas podiformes hospedadas dentro de tectonitas formadas en ambiente de suprasubducción. Este modelo invo-lucra la ruptura, en la zona de subducción, de la lámina buzante por debajo de la lámina yacen-te, más o menos a lo largo del contacto transicio-nal entre las facies anfibolítica y eclogítica, con la creación de una ventana, a través de la cual se produce el ascenso de la masa astenosféri-ca subyacente. Este proceso genera fundidos ri-cos en Cr, los que migran a través de la zona de subducción y se tornan más silíceos, oxidizados y acuosos a consecuencia de la asimilación de material procedente de la lámina buzante. Esta transformación del magma dispara un rápido pro-


nes metalúrgicos. Para las menas refractarias, los compuestos nocivos son Fe, CaO y MgO y para las menas químicas SiO2 y Mg. Un contenido de Cr2O3 del 30 % puede ser considerado subeconó-mico (Mosier et al., 2012). Los depósitos no aflo-rantes son difíciles de localizar.

Importancia. Los depósitos de este tipo han aportado el 57 % de la producción mundial to-tal acumulada de cromita (Ash, 1996). En el año 2010, a ellos correspondió cerca del 25 % (Papp, 2011). Alrededor del 60 % de los depósitos cono-cidos son de menas metalúrgicas. La profundidad máxima de minado reportada es de 450 m (Mo-sier et al., 2012).

Comentario. De acuerdo con su uso final, las menas cromíticas se clasifican en metalúrgicas, refractarias y químicas. Las primeras tienen un alto contenido de Cr2O3 y una alta relación de Cr/Fe. Las menas refractarias son ricas en alúmina y pobres en sílice, con una baja relación Cr/Fe. Las menas químicas tienen un contenido de Cr2O3 más bajo que las metalúrgicas, por lo que se uti-lizan principalmente para la obtención cromato y dicromato de sodio.

Bibliografía

Akbulut, M., O. Piskin, S. Arai, I. Özgenç, F. Minare-ci, F., 2010, Base metal (BM) and platinum-group elements (PGE) mineralogy and geochemistry of the Elmaslar chromite deposit (Denizli, SW Tur-key) —Implications for a local BM and PGE enri-chment. Ofioliti, 35 (1): 1 - 20.

Arai, S., K. Matsukage, 1998. Petrology of a chromitite micropod from Hess Deep, equatorial Pacific. a comparison between abyssal and alpi-ne-type podiform chromitites. Lithos 43 (1): 1 - 14.

Ash, C. (1996). Podiform Chromite; En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure D. V. y T. Höy, Editors, British Colum-bia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Re-sources: 109-111.

Ballhaus, C., 1998. Origin of podiform chromite deposits by magma mingling. Earth and Plane-tary Science Letters 156: 185 - 193.

Economou-Eliopoulos, M., 1996. Platinum-group element distribution in chromite ores from ophioli-te complexes —Implications for their exploration. Ore Geology Reviews, 22: 363 - 381.

Economou-Eliopoulos, M., 1993. Platinum-group element (PGE) distribution in chromite ores from ophiolite complexes of Greece —Implications for chromite exploration. Ofioliti, 18 (1): 83 - 97

Huang, X., J. Li, T. M. Kusky, Z. Chen, 2004. Mi-croestructures of the Zunhua 2.50 GA podiform chromite, North China craton and implications for the deformation and rheology of the archean oce-anic lithospheric mantle. Precambrian Ophiolites and Related Rocks, Kusky, T. M. Ed. En Condie, K.C., Series Editor, Developments in Precambrian Geology, 13: 321 - 337. Editorial Elsevier B.V. DOI. 10.1016/S0166-2635(04)13010-7.


Lago, B. L., M. Rabinowich, A. Nicolas, 1982. Po-diform chromite ore bodies —A genetic model. Journal of Petrology, 23: 103 - 125.

Lipin, B. R., 1984. Chromite from the Blue Ridge Province of North Carolina. American Journal of Science, 284 (4 y 5): 507 - 529.

Matveev, S., C. Ballhaus, 2002. Role of water in the origin of podiform chromitite deposits. Earth and Planetary Science Letters, 203: 235 - 243.

Mosier, D. L., D. A. Singer, B. C. Moring, J. P. Ga-lloway, 2012. Podiform chromite deposits—da-tabase and grade and tonnage models. U.S. Geological Survey Scientific Investigations Re-port 2012-5157, 45 págs. y base de datos.

Paktunc, A. D., 1990. Origin of podiform chromite deposits by multistage melting, melt segregation and magma mixing in the upper mantle. Ore Geo-logy Reviews, 5: 211 - 222.

Papp, J. F., 2011, Chromium: U.S. Geological Sur-vey Mineral Commodity Summaries 2011, 42 pá-ginas, http://minerals.usgs.gov/minerals/pubs/commodity/chromium/mcs-2011-chrom.pdf.

Prichard, H. M., C. R. Neary, P. C. Fisher, M. J. O’Hara, 2008. PGE-rich podiform chromitites in the Al‘Ays Ophiolite Complex, Saudi Arabia—An example of critical mantle melting to extract and concentrate PGE. Economic Geology, 103: 1507 - 1529.

Singer, D. A., and N. J. Page, 1986. Grade and ton-nage model of minor podiform chromite. En Cox, D. P. y Singer, D. A., eds. Mineral deposit models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693. 34 - 38.

Thayer, T. P., 1960. Some critical differences be-tween alpine-type and stratiform peridotite-gab-bro complexes. International Geologic Congress Report, 21st Session, Norden, pt. 13: 247 - 259.

Thayer, T. P., 1963. Geologic features of podiform chromite deposits. En Woodtli, R., ed., Méthodes de prospection de la chromite. Proceedings of an OECD seminar on modern scientific methods of chromite prospecting, Athens 16–30 April 1963, Organisation de coopération et de Développe-ment Economiques: 135 -148.

Uysal, I., F. Zaccarini, M. B. Sadiklar, M. Tarkian, O. A. R. Thalhammer, G. Garuti, 2009. The podi-form chromitites in the Dagüplü and Kavak mines, Eskisehir ophiolite (NW Turkey)—Genetic im-plications of mineralogic and geochemical data. Geologica Acta, 7 (3): 351 - 362.

Zhou, Mei-Fu, 2014. The role of slab contamina-tion for the genesis of podiform chromite depo-sits. Geophysical Research Abstracts. Volume 16, EGU2014-2537, EGU General Assembly 2014.


Familia de los Depósitos Hospeda-dos en Secuencias Siliciclásticas Ricas en Materia Orgánica

Esta familia está íntimamente ligada geológica-mente con las llamadas “lutitas negras” (black shales en inglés) y “lutitas negras metalíferas” (metalliferous black shales en inglés) razón por la cual resulta necesario explicar el significado li-tológico - geoquímico de estos términos, de uso frecuente en la literatura geológica internacional.

El término “lutitas negras” es comúnmente usa-do para designar rocas pelíticas ricas en materia orgánica y, por ende, en carbono orgánico. Las lutitas negras son rocas lodosas de tonalidades oscuras que contienen materia orgánica y granos minerales de tamaños pertenecientes al rango de las arcillas y las limolitas, que se acumularon jun-tos (Tourtelot, 1979).

La definición de lutitas negras ofrecida por Hu-yck (1991) plantea que es “un sedimento clástico laminado de grano fino y coloración oscura que contiene 50 % o más de partículas de tamaño in-ferior a 0,062 mm en diámetro esférico equivalen-te; es decir, limolita o arcilla, y con un contenido de carbono orgánico total (COT) superior a 0,5 %”.

Una lutita negra típica se compone de sedimen-tos parcialmente clásticos (cuarzo, minerales arcillosos, magnetita y algunos minerales pesa-dos) y parcialmente autígenos (sílice, minerales arcillosos, feldespato, clorita, carbonato y pirita), con un contenido apreciable de materia orgánica (desde 0,5 % hasta más de 50 %), la cual es un residuo derivado de la descomposición de plan-tas y animales muertos, así como de sus dese-chos metabólicos (Laznicka, 2010). Esta materia orgánica generalmente proviene de microorga-nismos y, menos frecuentemente, de macro-or-ganismos (marinos y terrestres), que, en general, evoluciona a través de varias etapas sucesivas, con una tendencia a la reducción de su contenido de H y al aumento del C, para finalmente trans-formarse en grafito bajo la acción del metamor-fismo regional (o de contacto). Una descripción detallada de esta evolución va más allá del mar-co de esta obra, pero su comprensión es de vital importancia para la exploración del petróleo, del carbón y de otras materias primas energéticas, así como para el entendimiento de la génesis y evolución de los depósitos de combustibles fósi-les en general.

La definición recién expuesta, sin embargo, resul-ta muy restrictiva, desde el punto de vista litoló-gico, con respecto a lo que aparece calificado en la literatura como “lutita negra”, ya que bajo este término, además de lutitas sensu strictu, suelen incluirse también litofangos masivos, carbonatos pelíticos, silicitas, areniscas carbonosas, piza-rras, esquistos ricos en carbono orgánico –grafiti-zado en menor o mayor grado– y los lodos negros euxínicos actuales.

Aunque la mayoría de las lutitas negras que son inmediatamente reconocidas por el criterio del color contienen 1 % o más de COT (Tourtelot, 1979), existe un reconocimiento bastante gene-ralizado de que el nivel de maduración de la ma-teria orgánica influye en la cantidad de carbono orgánico presente en la secuencia silicoclástica considerada, ya que, al madurar, parte de ella mi-gra en forma de petróleo. Este hecho es el que tomó en cuenta Huyck (1991) al tomar 0,5 % de carbono orgánico total como valor mínimo para su definición de lutita negra.

Resulta importante destacar que la notable abun-dancia de metales no es una característica propia de todas las litologías y secuencias silicoclásticas ricas en materia orgánica, sino de solo de una parte de ellas. Esto ha dado lugar a la realiza-ción de un significativo número de estudios geo-químicos dirigidos a diferenciar las secuencias ricas en materia orgánica con contenidos norma-les de metales de aquellas que los presentan en concentraciones anómalas, generando fondos geoquímicos sobre-elevados. En este sentido, la definición clásica de lutita negra metalífera es la propuesta por Vine y Tourtelot (1970), basada en su Black Shale Composite (BSC).

“Una lutita negra es definida como rica en metal si algún elemento menor [de los 21 escogidos] ocurre en un exceso porcentual del 90 %, deter-minado a partir de la suma de la distribución de la frecuencia porcentual de elementos en los 20 sitios de muestreo (779 muestras) utilizados de lutitas negras”.

Otra definición (Huyck, 1991) se basa en el em-pleo como patrón de referencia del “USGS Devo-nian Ohio Shale” (de Kentucky), también conocido como U.S. Geological Survey Standard SDO - 1 (abreviadamente, SDO - 1) que plantea que:

“Una lutita negra metalífera es una lutita negra que está enriquecida en un metal dado por un factor de 2x (excepto Be, Co, Mo y U, para los

cuales 1x es suficiente) con respecto al U.S. Geo-logical Survey Standard SDO - 1”.

Este mismo autor señala que recomienda la defi-nición expuesta con la notoria salvedad de que el SDO - 1 no es una lutita negra promedio y que la definición es, en cierta medida, arbitraria.

Además del BSC (Vine y Tourtelot, 1970) y del SDO - 1 (Huyck, 1991), otros estudios, todos in-dependientes entre sí, han establecido patrones de referencia para el contenido de metales en lutitas y pizarras negras en la literatura especia-lizada. Entre ellos figuran el Shale Composite (Tu-rekian y Wedepohl, 1961); el North America Shale Composite (Gromet et al., 1984 fide Quinby-Hunt, et al., 1997); el Post-Archean Australian Shales (Taylor y McLennan, 1985) y el Marine Scien-ces Group Black Shale Composite o MSG - BSC (Quinby-Hunt, et al., 1997). Este último estudio re-coge los resultados del análisis de 287 muestras seleccionadas de pizarras argiláceas con muy bajo contenido de carbonatos (90 % de las mues-tras con menos del 5 %; ninguna rebasa el 15 %). En la tabla 1 se incluye, además de los antes mencionados, al European Shale (Haskin y Has-kin, 1966), que abarca solo 8 elementos del gru-po de las tierras raras.

Aunque todas las definiciones de lutita negra se refieren a metales, el Ca, K, Na, Mg, Al y Fe no se emplean para clasificarlas como tales, aunque sus contenidos sí aparecen, en la mayoría de los patrones de referencia descritos (tabla No 2).

Más allá del ámbito de los depósitos metálicos y de la metalogenia, las lutitas negras son muy importantes como lugar de formación de gran parte de los hidrocarburos líquidos y gaseosos existentes, incluyendo el llamado “gas de lutita” que recientemente ha dado lugar a una intensa ola de trabajos de exploración y extracción, par-ticularmente en los países industrializados. Adi-cionalmente a esto, también es posible obtener hidrocarburos a partir de lutitas negras térmica-mente inmaduras y con altos contenidos de COT (10 % o más) mediante procesos pirolíticos.

La acumulación de las lutitas negras requiere de la preservación de la materia orgánica durante su caída a través de la columna de agua marina y la conservación de condiciones anóxicas durante su diagénesis. Estos dos requerimientos básicos son satisfechos en mayor grado durante los even-tos oceánicos anóxicos mundiales (o regionales). Bien conocidos ejemplos de ellos ocurrieron en

el Proterozoico Inferior, en el Paleozoico y el Me-sozoico.

Las lutitas negras se localizan principalmente en las cuencas intracratónicas –y epicratónicas– de rift y los márgenes continentales (tipo Atlántico) asociados con el desarrollo de la tectónica exten-sional. Ellas se acumulan en cuatro ambientes deposicionales principales (Salpeteur, 2007): 1) Cuencas altamente restringidas (como la del Mar Negro), con zona anóxica a partir de 150 m de profundidad. 2) Cuencas profundas de bordes de plataforma (como la del Sur de California) o talud submarino occidental de los continentes (Perú, Namibia), con zona desoxigenada entre 100 m y 700 m de profundidad. 3) Cuencas marinas es-tratificadas someras (fiordos, estuarios, Mar Bál-tico), con dos capas óxicas. 4) Zonas de mareas en franjas costeras de plataformas continentales (lagos costeros y llanuras de marea).

Las secuencias silicoclásticas ricas en materia orgánica, particularmente las lutitas negras, con-centran Zn, Pb, Cu, Ba, Ni, Mo, V, Au, EGP, U, Ge, Se, Sn, W, Re, Tl, Cd y ETR. Las tierras raras se asocian con los fosfatos (Gize y Pasava, 1995, Holl et al., 2007). El contenido de U y ETR está muchas veces relacionado con el de P2O5 (Lyons, 2013).

La familia de los depósitos hospedados en se-cuencias silicoclásticas ricas en materia orgánica abarca los modelos siguientes:

• Lutitas negras polimetálicas (con tres subtipos de depósitos).

• Zn - Pb - Ag exhalativo – sedimentario (con dos subtipos de depósitos)

• Cu ± Ag ± Co hospedados en sedimentos (con cuatro subtipos de depósitos).

• Barita estratiforme (dos subtipos).

Algunos autores (como Spry et al., 2009) consi-deran a los depósitos del tipo Broken Hill como un subtipo de SEDEX. Sin embargo, esta clasi-ficación continua siendo problemática a conse-cuencia de la fuerte influencia del metamorfismo regional y de las deformaciones tectónicas sobre las menas y rocas encajantes de esos depósitos, que, a escala mundial, oscurecen sus caracterís-ticas (Foulkes, 2014).

Asimismo pueden incluirse aquí cierto número de depósitos del tipo VMS silicoclástico máfico,


ubicados dentro de secuencias donde el compo-nente silicoclástico –rico en materia orgánica– es ampliamente dominante. El modelo Au orogénico hospedados en pizarras negras, aunque incluible en esta familia, fue colocado dentro de la familia de los depósitos orogénicos por los autores de la presente obra, ya que esa ubicación, a su enten-der, es la más apropiada.

Con las lutitas negras también se asocian depó-sitos de fosforitas y de U. Un caso espectacular de esto último lo constituye Ohklo, un depósito de U y metales radiogénicos (situado en Gabón, África), representativo de un ejemplo de concen-tración máxima de U en la naturaleza, hasta el punto de constituir un “reactor nuclear natural” (Tourtelot, 1979).

Esta familia de modelos es de gran importancia, sobre todo en lo relacionado con los recursos mundiales de Cu, Zn, Pb y Co. También aporta también Ag, Au y EGP. Además, también pueden suministrar Ni, Mo, V, U, Y, Re, Sc, Se, ETR y ba-rita.

Bibliografía

Gize, A. P., J. Psasva, 1995. Organic matter in ore deposits; perspectives; Mineral deposits; from their origin to their environmental impacts. En: Third biennial SGA Meeting, Prague, Aug.28 – 31, 1995, Czech Republic. Ed. By J. Pasava et al., A. A. Balkema, Rotterdam, Netherlands.

Foulkes, S. E., 2014. New Geochemical Constra-ints on the Genesis of the Gamsberg Zinc Depo-sit, Namaqualand Metamorphic Province, South Africa. Thesis for Degree of Master of Science. Department of Geology, Rhodes University. 158 págs.

Haskin, M. A., L. A. Haskin, 1966. Rare earths in European shales--A redetermination. Science. 154: 507-509.

Holl, R., M. Kling, E. Schroll, 2007. Metallogenesis of germanium. A review. Ore Geology Reviews, 30: 145 – 180.

Huyck, H. L. O., 1991. When is a metalliferous black shale not a black shale? Metaliferous black sha-les and related ore deposits – proceedings, 1989 United States Working Group Meeting, Internatio-nal Geological Correlation Program Project 254. Grauch, R. I. y L. O. Huyck eds. US. Geological Survey Circular 1058: 42 - 56.

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010. 961 p. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.

Lyons, B. E., 2013. Composition and fabric of the Kupferschiefer, Sangerhausen basin, Germany, and a comparison to the Kupferschiefer in the Lu-bin mining district, Poland. Thesis for the Degree of Master of Science, Colorado State University. Fort Collins, Colorado.

Quinby - Hunt, M. S., P. Wilde, C. J. Orth & W. B. N. Berry, 1997. Elemental geochemistry of black sha-les. Statistical comparison of low - Calcic shales with other shales. Modificado para la WWW de la U.S. Geological Circular 1037 Metalliferous black shales and related ore deposits. R. I. Grauch and S. Leventhal (Eds): 8 - 15.

Salapeteur, I., 2007. Major base metal districts favourable for future bioleaching technologies. A BRGM contribution to the EEC finded Bioshale project WP6. Final report. RP-55610-FR, 78 págs.

Taylor, S. R., S. M. McLennan, 1985. The geoche-mical evolution of the continental crust. Rev. Geo - phys, 33. 241 - 265.

Tourtelot, H. A., 1979. Black Shale – Its deposition and diagenesis. Clays and clays minerals, 27 (5): 313-321

Turekian, K. K., K. H. Wedepohl, 1961. Distribution of the element in some major units of the Earth’s crust. Geological Society of America Bulletin, 72: 175 - 191.

Vine, J. D., E. B Tourtelot, 1970. Geochemistry of black shales deposits –A summary report.Econo-mic Geology, 65: 25 – 272

Tabla No 2. Patrones geoquímicos de referencia para lutitas negras. Valores medios (en ppm) de contenido de metales.


Tabla No 2. Continuación... Zn - Pb - Ag ± Au Exhalativo Sedimenta-rio

Identificación

Sinónimos. Zn - Pb - Ag hospedados en lutitas; sulfuros masivos de Zn - Pb - Ag hospedados en sedimentos; SEDEX Zn - Pb; depósitos hospeda-dos en sedimentos terrígenos.

Subtipos de depósitos. Tiene 2 subtipos. 1) Mc Arthur. 2) Selwyn.

Productos. Zn, Pb, Ag.

Subproductos. Cu, Au, Barita (en los del subtipo Selwyn). Posible Cd y Sn.

Adicionalmente, los depósitos pueden contener cantidades trazas de Mn, Cd, Sb, Se, Sn, In, Ga, Ge, Bi, Co, Ni, EGP, Tl, Hg, As y P, que, en algu-nos casos, alcanzan concentraciones suficientes para convertirse en subproductos adicionales. La mayoría de los depósitos en producción reciben créditos de los refinadores por el Cd, contenido en la esfalerita en concentraciones de hasta 1 %. El yacimiento Sullivan (Canadá) produjo esta-ño de menas de la zona de alimentación con un contenido promedio de 300 mg/kg y máximos de 2000 mg/kg (Emsbo et al., 2016)

Tipos de depósitos asociados. Barita estratifor-me, Zn - Pb tipo MVT, Formación de Fe bandeado (BIF por sus siglas en inglés). VMS silicoclástico máfico, Lutitas negras hospederas de Ni - Zn - Mo - EPG, Vetas polimetálicas de Pb - Zn - Ag en secuencias silicoclásticas. Fosforita en lutitas negras.

En sentido general, se reconoce que no es po-sible establecer una delimitación clara entre los depósitos de tipos exhalativo - sedimentario (SE-DEX), MVT y VMS, ya que en la naturaleza exis-te un continuo que abarca a estos tres grandes tipos de depósitos. La distinción entre uno y otro tipo de depósito se realiza sobre la base de sus características físicas, químicas y geológicas, por el ambiente deposicional donde aparecen, y por los rasgos distintivos de sus respectivos modelos genéticos. Por esta razón, así como por la acción modificadora del metamorfismo, los depósitos del tipo Broken Hill se interpretaron alternativamente por diferentes autores como una variante meta-morfizada de los SEDEX o de los VMS.

Ejemplos mundiales. Subtipo Mc Arthur: Mc Ar-thur River, Mount Isa y HYC (Australia). Subtipo

Selwyn: Sullivan (Columbia Británica, Canadá), Faro, Grum, Tom y Jason (Yukon, Canadá), Red Dog (Alaska, USA), Megen y Rammelsberg (Ale-mania).

Ejemplos cubanos. Castellano, Santa Lucía, Nieves (Pinar del Río).


Comentario: Los depósitos SEDEX cubanos se formaron en el Jurásico Superior, por lo que es-tán entre los más jóvenes, si no son los más jóve-nes, del mundo.

Ambiente geodinámico. Cuencas intracratóni-cas y epicratónicas extensionales de rift y de mar-gen continental asociadas con el desarrollo de la tectónica extensional. Márgenes continentales re-activados y cuencas extensionales de trasarco continental distal. En muchos casos hay presen-cia de cuerpos ígneos concordantes.

La cuenca portadora típica de depósitos SEDEX presenta una arquitectura representada por una cuenca o vaguada (conjunto de cuencas sucesi-vas) lineal de rift, controlada por fallas normales, rellena con –al menos– 2 km a 5 km de sedi-mentos clásticos de sinrift, que representan se-cuencias clásticas fluvio - deltáicas y de aguas marinas someras, las que aparecen bordeadas por plataformas carbonatadas someras. Estas secuencias están compuestas por conglomera-dos, capas rojas, areniscas y limolitas, con ro-cas volcánicas máficas o félsicas en su porción más baja. Todas estas litologías se acumularon durante las etapas iniciales del desarrollo del rift. La parte superior de la secuencia sedimentaria, hospedera de los depósitos, suele corresponder a la fase pandeada del desarrollo de la cuenca de rift y es dominada por sedimentos poco per-meables de aguas más profundas, de 1 km a 4 km de espesor, compuestos por lutitas carbono-sas, limolitas, silicitas y carbonatos. En la cuenca también aparecen conglomerados, capas rojas y rocas máficas y félsicas.

Ambiente deposicional. Cuencas restringidas y tectónicamente controladas de segundo orden (con dimensiones de decenas de km) y de ter-cer orden (de algunos km de largo y de ancho) situadas dentro de cuencas lineales de rift. Es-tas cuencas tienen estructura de graben o semi-graben. En ellas, el ambiente de deposición de las rocas hospederas de la mineralización varía desde condiciones de sedimentación marina con-

1. MSG-BSC. Marine Sciences Group Black-Shale Composite (Quinby-Hunt, et al, 1997).2. BSC Black Shale Composite (Vine y Tourtelot, 1970).3. SC Shale Composite (Turekian y Wedepohl, 1961).4. PAAS Post-Archean Australian Shales (Taylor y McLennan, 1985).5. NASC North American Shale Composite (Gromet et al., 1984 fide Quinby-Hunt, et al., 1997).6. ES European Shales (Haskin y Haskin, 1966). 7. SDO - 1.USGS Devonian Ohio Shale de Kentucky (Huyck, 1991).8. Concentración media máxima reportada en los patrones de referencia listadosNR significa no reportado.


densada en aguas profundas hasta las propias de aguas marinas someras restringidas.

Cerca de las fallas sinsedimentarias aparecen brechas de deslizamientos, conglomerados dise-minados y sedimentos semejantes. Cambios rá-pidos de espesor y de facies de sedimentación suelen presentarse cerca de los márgenes de las cuencas de segundo y tercer orden, así como de discordancias locales. En algunas cuencas es im-portante la presencia de sills máficos, acompaña-dos por una presencia subordinada de diques. En las plataformas marinas que ocupan la periferia de la cuenca, son comunes las rocas carbonata-das, evaporitas, limolitas carbonatadas y litofan-gos.

Para los depósitos del subtipo Mc Arthur, la se-cuencia sedimentaria infrayacente es dominada por litofacies oxidizadas (abundantes en sedimen-tos clásticos hematíticos, carbonatos oxidizados, con subordinadas evaporitas), siendo frecuentes las facies de aguas someras. Para los depósitos del subtipo Selwyn, la secuencia sedimentaria es dominantemente reducida y de aguas moderada-mente profundas a profundas, formada por sedi-mentos silicoclásticos ricos en materia orgánica, carbonosos y/o piríticos, muchas veces turbidíti-cos, los cuales pueden contener micas y arcillas detríticas o autígenas. Este tipo de secuencia de rift, dominantemente reducida, se caracteriza por el poco desarrollo del paquete riftogénico oxidi-zado basal y por depositarse en cuencas mari-nas abiertas, pero con aguas de fondo anóxicas o euxínicas, condición esta última generalmente asociada con el desarrollo de eventos anóxicos mundiales o regionales. En ambos subtipos de depósitos, los sulfuros se depositan en el lecho marino o, como reemplazamiento, en estratos subsuperficiales bajo el fondo marino.

Rocas hospederas y asociadas. Las rocas hos-pederas más comunes son las sedimentarias marinas ricas en materia orgánica, depositadas en aguas anóxicas o euxínicas, como lutitas, li-molitas, areniscas, litofangos silíceos y pederna-les, con predominio de los colores negro o gris. A veces aparecen calizas y dolomitas, también de color oscuro. En ambientes de aguas someras puede haber evaporitas. Las limolitas carbonata-das y litofangos son comunes en medioambientes de plataformas marinas. Pequeños volúmenes de rocas volcánicas, generalmente tobas y lavas máficas submarinas, así como sills pueden estar presentes dentro de la secuencia sedimentaria, particularmente en su parte basal. Los depósitos de sulfuros pueden estar sobreyacidos, o estar en

te abrupto, mientras su límite superior suele ser más gradual. En caso de existir, la mineralización en la zona de alimentación suele tener un contor-no general vetiforme y exhibir un estilo vetítico - diseminado.

A escala de depósito, es frecuente la presencia de varios lentes separados y que más de un hori-zonte contenga mineralización económica. Capas y lentes mineralizados forman parte de una suce-sión sedimentaria que puede llegar a tener hasta varios cientos de metros de espesor.

La arquitectura interna de los depósitos es con-trolada por la proximidad de los cuerpos mine-rales en formación a los surtidores de descarga en el fondo marino. Esta es la base de la distin-ción entre depósitos distales y proximales. Los depósitos proximales se distinguen por la presen-cia de cuatro facies: 1) Sulfuros estratificados. 2) Complejo de surtidor. 3) Stockwork de la zona de alimentación y 4) Sedimentos hidrotermales dis-tales. La zona de salida de los fluidos, encima de la zona de stockwork, representa el complejo de surtidor, donde las menas estratificadas apare-cen rellenadas, atravesadas por vetillas y reem-plazadas por asociaciones minerales de más alta temperatura. Los sedimentos hidrotermales dista-les responden probablemente a la parte descen-dente de la pluma hidrotermal, dispersada por las corrientes marinas de fondo o, alternativamente, por sedimentos sulfurosos clásticos retrabajados. Los depósitos distales, por su parte, suelen ser bandeados y concordantes, o sub-concordantes con la morfología de la cuenca, y carecen de zo-nas con presencia de asociaciones minerales de alta temperatura. Se caracterizan por la estratifi-cación laminar, del orden de milímetros o centí-metros de espesor, siendo común la presencia de capas monominerales intercaladas con capas de sedimentos ricos en carbono orgánico. Estos de-pósitos no presentan alteraciones hidrotermales en su flanco yacente.

La presencia de la mineralización de stockwork en la zona de alimentación es un rasgo propio de los depósitos del subtipo Selwyn, ausente en los del subtipo McArthur. En muchos depósitos, esta mineralización parece enraizarse en las zonas de fallas sinsedimentarias, en las brechas de escar-pas de falla, zonas con flujos detríticos y abrup-tos cambios de facies, lo que indica que las fallas fueron activas antes, durante y/o después de la formación del depósito. Su extensión vertical no suele rebasar los 300 m o 400 m.

contacto lateral con exhalatitas, como pederna-les, formaciones de Fe y silicitas manganíferas, así como con rocas fosfatizadas. Toda la cuen-ca y las litologías presentes en ella pueden estar metamorfizadas en grado variable.

Edad de la mineralización. Las menas son sin-genéticas o tempranamente diagenéticas, depo-sitadas junto con las rocas hospederas, o con muy corta diferencia de tiempo. Las principales épocas metalogénicas para la formación de de-pósitos de este tipo son. Proterozoico, entre 1800 y 1400 millones de años, Cámbrico Inferior y del Silúrico Inferior, Devónico medio al Carbonífero Inferior y Jurásico.

De las épocas metalogénicas señaladas, la pri-mera es la más importante por el volumen de metal acumulado (Goodfellow y Lydon, 2007; Emsbo, 2009 y Emsbo et al., 2016). Los depósitos SEDEX más jóvenes conocidos so encuentran en Pakistán y Cuba (Emsbo et al, 2016).

Los períodos de anoxia oceánica y de actividad hidrotermal incrementada son los más favorables para la formación de depósitos SEDEX (Deakin et al., 2014). En concordancia con la afirmación an-terior, la mayoría de los depósitos se formaron du-rante los eventos oceánicos anóxicos mundiales o regionales, reflejados en el registro estratigráfi-co mundial por episodios globales (o regionales) de acumulación de lutitas negras, ocurridos entre el Proterozoico Inferior y el Cretácico. La variación secular de los valores de б34S en piritas se atri-buye al fraccionamiento Rayleigh de los isótopos de azufre bajo condiciones anóxicas o euxínicas, que es acompañado por el incremento del ritmo de deposición del б32S en forma de sulfuros sedi-mentarios, lo que provoca a su vez un incremento de la б34S en el sulfato marino.

No se conocen depósitos en el Arqueozoico ni en la parte más baja del Proterozoico. Esto se debe a la diferentes condiciones físico - químicas impe-rantes entonces en el océano mundial, caracteri-zadas por la virtual carencia de sulfatos.

Forma del depósito. El grueso de la mena está contenido en cuerpos minerales estratiformes o estrato-controlados, laminares o lenticulares, cu-ya relación de aspecto (longitud a espesor), por lo común, es mayor de 20.1. Su longitud puede superar los 1000 m, en tanto su espesor puede alcanzar hasta varias decenas de metros. El es-tilo de mineralización suele ser laminado, masivo y/o diseminado. El límite de los cuerpos minera-les con la secuencia infrayacente es comúnmen-

Zonación del depósito. Los depósitos normal-mente son zonados. El Pb más cerca de la zona de alimentación y transitan hacia arriba y hacia afuera en facies más ricas en Zn. El Cu usual-mente se encuentra dentro de la zona de alimen-tación o en el volumen más adyacente a ella. La barita, la silicita exhalativa y la silicita-hematites (hierro bandeado) si se presenta, constituyen fa-cies distales.

La zonación interna del depósito se expresa cla-ramente a través de distintas facies de mineraliza-ción. Ella se encuentra mucho mejor desarrollada en los SEDEX proximales, tanto del subtipo Se-lwyn como del subtipo Mc Arthur, en los que apa-rece el muy característico complejo de surtidor, resultante de la reacción de los fluidos hidroter-males ascendentes con las capas de sulfuros es-tratiformes que yacen en la zona de descarga de los fluidos. Esta zonación lateral es acompañada por un decrecimiento en el espesor del cuerpo mineral estratiforme y del número y/o espesor de capas individuales que lo componen.

Otro rasgo característico de esta zonación es el incremento, a partir del centro de descarga, de la relación Zn:Pb, que puede estar acompañado por otros patrones de zonación química, como in-crementos en las relaciones Pb:Ag, Cu:Zn+Pb, Fe:Zn, Ba:Zn y SiO2:Zn. Los cambios mineraló-gicos son reflejados por la zonación sistemática de Zn, Pb, Cu, Cd, Hg, As, Sb, Ba, Fe, Mn, Ca, and CO2 dentro y alrededor del complejo de sur-tidor y en un incremento en la relación Pb/Pb+Zn en dirección al centro de descarga de los fluidos hidrotermales. Cerca del núcleo del complejo de surtidor, la barita puede aparecer completamen-te sustituida por carbonatos ricos en Fe. Regular-mente, los contenidos más altos de Pb y Zn se hallan en las cercanías de la zona de transición entre las menas estratificadas y el complejo de surtidor (en los SEDEX proximales).

Los SEDEX distales se caracterizan por una es-tructura interna bandeada, tanto química como mineralógicamente, la que muchas veces es rít-mica y puede ser observada tanto a escala de es-casos milímetros como del orden del metro.

Mineralogía de mena. Los sulfuros principales son pirita, pirrotita, esfalerita y galena. Algunos depósitos del subtipo Selwyn contienen canti-dades significativas de calcopirita, localizada principalmente en el stockwork de la zona de ali-mentación y en el complejo de surtidor. Los de-pósitos del mencionado subtipo también suelen


complejo de surtidor suelen hallarse menas de textura brechosa, masiva y de reemplazamiento. En las partes distales de los cuerpos estratifor-mes aparece la textura laminar, o la bien estrati-ficada, y las estructuras típicas de asociaciones minerales de baja temperatura. En depósitos in-tensamente plegados, es común la presencia de zonas recristalizadas, con un tamaño más grueso de los granos minerales.

En contraste con la apariencia regularmente la-minar de las menas estratificadas, el complejo de surtidor es heterogéneo, con zonas de mena masiva, de reemplazamiento, vetas irregulares, moteadas y/o de diseminaciones, formadas por sulfuros, carbonatos y silicatos (cuarzo en su ma-yor parte).

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, clori-tización, sericitización, sideritización, ankeritiza-ción, carbonatización, Los minerales de alteración incluyen cuarzo, clorita, moscovita, siderita, anke-rita, dolomita, calcita, turmalina, sericita, albita y epidota. Raras veces aparecen arcillas amonia-cales. Las alteraciones hidrotermales presentes varían desde bien desarrolladas hasta inexisten-tes, tanto de un depósito a otro como dentro de un mismo depósito. Ello depende de la mineralo-gía y las propiedades físicas de los sedimentos subyacentes, de la temperatura y composición de los fluidos hidrotermales ascendentes, así como de las características de las aguas profundas. Por lo común el mayor desarrollo de las alteraciones hidrotermales se asocia con la zona de alimenta-ción, presente en los depósitos proximales.

En la zona de alimentación, las alteraciones sue-len estar representadas por un sistema de vetas de carbonatos de Fe en estilo stockwork, que ataca a las rocas hospederas Esta alteración car-bonatada ferrosa también aparece en las menas estratiformes, en forma de parches de granulo-metría fina, los cuales muestran texturas de re-emplazamiento (Magnall, et al., 2014).

La zona de alteración puede extenderse hasta un centenar de metros por debajo del depósito y lateralmente por más de un kilómetro. También puede extenderse por encima del depósito, aun-que en muchos casos no ha sido documentada. En el ejemplo del yacimiento Sullivan (Canadá), la zona de alteración se extiende 200 m por de-bajo de la mena y entre 4 km y 6 km lateralmente. También allí ha sido reconocida la alteración hi-drotermal (clorito - albítica y sericítica) por enci-ma del depósito (Goodfellow y Lydon, 2007).

Los sedimentos hidrotermales distales suelen disponerse lateralmente en relación con los de-pósitos, y su relación con ellos es tanto espacial como temporal. Consisten en pirita y/o esfalerita diseminada, silicitas exhalativas, hierro bandea-do silíceo - hematítico, barita sedimentaria, fa-cies ricas en fosfato (fluroapotito) y carbonatos de Mn - Ca - Fe - Mg.

Controles de mena. Litológico: unidades silico-clásticas de granulometría fina ricas en materia orgánica. Fallas abruptas, comúnmente de des-lizamiento por el rumbo, que cortan en profun-didad la secuencia sedimentaria, así como las intercepciones de fallas, las cuales incluyen fa-llas normales extensionales, fallas transforman-tes ortogonales a las primeras y de fallas con segmentos transpresionales y transtensionales. Otros factores que controlan los depósitos son la presencia de elevaciones del basamento, donde el espesor de los sedimentos blandos es míni-mo, la hidrología de la zona de reacción hidro-termal –parcialmente controlada por la estructura termal–, la geometría del basamento y la posición de las zonas de recarga. Para los depósitos proxi-males, el control principal más inmediato son las fallas conductoras de los fluidos hidrotermales, las cuales cortan en profundidad la secuencia es-tratigráfica. En el caso de los depósitos distales, el control dominante es la densidad del fluido me-nífero y la batimetría del fondo marino.

Modelo genético. Los depósitos se forman den-tro de las cuencas de tercer y segundo orden desarrolladas durante la fase pandeada de de-sarrollo de las cuencas de rift y las menas se precipitan a partir de fluidos hidrotermales mi-neralizados con temperaturas que oscilan entre 100 0C y 350 0C. La salinidad de los fluidos, ge-nerados a partir de salmueras de cuenca, mine-ralizados varía entre 10 % y 30 % en peso de sólidos totales disueltos. La carga salina de estas salmueras se deriva fundamentalmente de la in-filtración de salmuera salina residual en las capas subyacentes al fondo marino durante la evapora-ción. Aunque también puede ocurrir la disolución de evaporitas durante el tránsito descendente de los fluidos desde la periferia hacia el centro de la cuenca, ello no es esencial para su formación. En ambos casos, la evaporación del agua de mar en cuencas restringidas es el origen último de estas salmueras. Así, el agua marina concentrada por evaporación es la fuente primaria de las salmue-ras de cuenca, las cuales, por su composición y características, son similares a las detectadas en los depósitos del tipo MVT. Esta similitud indica

que en la formación de ambos tipos de depósitos participan fluidos de similar origen.

La generación de los grandes volúmenes de sal-mueras de cuenca necesarios para la formación de los depósitos de sulfuros masivos hospedados en sedimentos de los tipos SEDEX y MVT requie-re de mares someros con circulación altamente restringida de las aguas y que se encuentren ubi-cados en zonas de climas cálidos y áridos. Es-tas condiciones generalmente se presentan en las regiones situadas entre los 250 ± 100 de lati-tud, donde la evaporación supera a la entrada de agua fresca en grado suficiente para poder llevar grandes cantidades de agua marina a una condi-ción cercana al límite de saturación de la sal. Esto se refleja en el hecho de que las cuencas conte-nedoras de depósitos SEDEX están bordeadas por grandes plataformas carbonatadas marinas de mares interiores someros, con una extensión superficial del orden de 100 mil a 1 millón de km2, las cuales constituyen el ambiente sedimenta-rio ideal para la generación de estas salmueras. Los eventos de mineralización pueden tener lu-gar repetidamente en una cuenca durante varias decenas de millones de años o más. En tanto, la formación de un depósito individual se estima entre 75 mil años y más de un millón de años (Emsbo et al., 2016).

Existe consenso en relación a la naturaleza clo-rurada de los fluidos que lixivian los metales de las rocas fuentes y los transportan hacia los si-tios de deposición de mena, siendo su salinidad el control primario de la solubilidad de los meta-les. Las evidencias empíricas y termodinámicas señalan que se requiere de al menos una salini-dad de 105 mg/I (17 % en peso de sólidos totales disueltos) para que un depósito SEDEX pueda formarse. Igualmente se ha establecido que 100 0C es la temperatura mínima necesaria para hacer posible la transportación de las cantidades suficientes de Pb y Zn que la formación de me-nas requiere. Sobre la base de estas restriccio-nes, Southgate y otros (2006) han propuesto el concepto de “ventana termal de lixiviación” para designar el intervalo de temperaturas por ente-rramiento (≈150 0C - 250 0C) a través del cual un paquete estratigráfico de rocas fuentes de meta-les puede ser eficientemente lixiviado, entregan-do metales a las salmueras profundas de cuenca. Sobre esta base, se estima que para alcanzar el rango térmico que necesitan los fluidos de cuen-ca para poder desempeñar su función dentro del sistema mineral, se requiere la acumulación de una secuencia sedimentaria por debajo de los si-

contener barita, la cual puede ser o no un compo-nente principal de la mena estratiforme.

La asociación típica de baja temperatura es re-presentada por pirita (framboidal, colomórfica), marcasita, esfalerita de color crema (pobre en Fe), galena, barita y pedernal. La asociación de alta temperatura es comúnmente representada por esfalerita negra (rica en Fe y de grano grue-so), galena, siderita, cuarzo, pirrotita, calcopirita, arsenopirita y tetrahedrita. A veces aparece tam-bién esfalerita rosada, rica en mercurio.

Entre los minerales subordinados reportados se encuentran la marcasita, arsenopirita, bismutina, molibdenita, enargita, millerita, freibergita, bou-langerita, cobaltina, casiterita, valerita, melniko-vita (gel amorfo de sulfuro de hierro), tetraedrita, magnetita, hematites, reinerita, plata y oro nati-vos, As-galenita, gratonita, wurtzita, bornita, va-lentinita, bredigita, witherita, bournonita, clorita férrica (chamosita y/o thuringita), beidelita, tenan-tita, svanbergita, safflorita y luzonita. Pueden apa-recer minerales del grupo del platino (sperrylita, löllingita, stibiopalladinita, paladio nativo). Minera-les oxidados aparecen en los gossan asociados a depósitos aflorantes o semiaflorantes. Ellos son: goethita, hematites, anglesita, cerusita, coronadi-ta, mimetita, nadorita, piromorfita, smithsonita e hidrocincita, entre otros.

La presencia de Au, barita y minerales de Cu (estos últimos en la zona de alimentación y en el complejo de surtidor) distingue a los depósitos del subtipo Selwyn de los del subtipo Mc Arthur, generalmente carentes de estos minerales.

Mineralogía de ganga. Siderita, ankerita, barito-calcita, dolomita, cuarzo, moscovita, clorita, fel-despato K, turmalina, calcita, sericita, calcedonia, hidromicas y materia orgánica. Raras veces apa-recen caolinita, adularia, apatito, yeso y fluorita.

Texturas y estructuras. Las texturas son: ma-siva, estratificada, bandeada, laminada, disemi-nada, vetítico - diseminada, vetítica, moteada, de fluidización y brechosa. Las estructuras presen-tes, por su parte, son: framboidal, zonal, moteada, ovular, coloidal, globular, oolítica, criptocristalina, metacoloidal, xenomórfica, fibrosa, concéntrico - zonal, colomórfica, metacristalina, granular, es-ferulítica, emulsionada, relíctica, de corrosión, de difusión, esquelética, euhédrica y de sustitución.

Los sulfuros y la barita laminar usualmente son de grano muy fino -si no han sufrido deforma-ciones o metamorfismo de importancia-. En el


tios de deposición de menas de al menos 3 km de espesor (Emsbo, 2009).

Aunque la temperatura y el pH son factores im-portantes, la solubilidad del Zn y del Pb en sal-mueras con temperaturas superiores a los 100 0C depende primariamente de la combinación de una alta salinidad con una baja concentración de H2S en el fluido hidrotermal, con una relación in-versa entre la presencia de sulfuro de hidrógeno y la concentración de Pb y Zn. La solubilidad del Ba, por su parte, es controlada por la salinidad, la temperatura y el pH, pero su control básico es la concentración de SO4, por lo que la solubilidad del Ba es extremadamente baja en presencia del mencionado anión.

Las distintas proporciones en que se presentan los metales base, barita, Ag y Au son una conse-cuencia de la concentración y el estado redox del azufre en la salmuera, que en última instancia, es gobernado por la composición litológica y la capacidad de balanceo (buffer) redox de la car-ga sedimentaria de la cuenca. (Emsbo, 2000). En este sentido, la concentración de sulfuro de hidró-geno es un parámetro esencial en los procesos de cuenca. El H2S es generado en la profundidad de la cuenca mediante la reducción termoquímica de los sulfatos y por la descomposición térmica del kerógeno, del carbón y los petróleos sulfuro-sos, procesos todos que involucran carbono or-gánico, lo cual es consistente con la correlación observada en pozos entre el contenido de H2S y el contenido de carbono orgánico presente en las rocas que atraviesa. El balance de este compues-to en las salmueras se completa a través de su remoción vía reacción con el Fe para formar pi-rita. Lo anterior explica por qué las mayores con-centraciones de H2S se observan en rocas con bajos contenidos de Fe reactivo, como las carbo-natadas. Es este balance entre producción y re-moción de H2S lo que controla la concentración de este compuesto en las partes más profundas de la cuenca y, en consecuencia, la capacidad de los fluidos para lixiviar y transportar metales.

La fuente de metales en los sistemas minerales SEDEX son las rocas clásticas oxidizadas y per-meables acumuladas en las partes profundas de la cuenca, como los sedimentos de capa roja, las areniscas, los conglomerados y las limolitas. Es-tas secuencias a su vez son pobres en carbono orgánico y ricas en Fe reactivo, ideales para des-plazar las salmueras de cuenca hacia condicio-nes físico - químicas favorables para el transporte de Zn, Pb y Ag. Adicionalmente, las rocas ígneas básicas resultantes del magmatismo de margen

continental, relacionado con el proceso de rifto-génesis, constituyen también fuentes de metales. La fuente de azufre es el sulfato disuelto en agua marina, que es reducido a sulfuro por vía bacte-riogénica o termoquímica. Esto último explica la ausencia de depósitos SEDEX en el Arqueozoico (debido a la ausencia de sulfatos marinos en ese entonces), así como la asociación observada en-tre la formación de depósitos y eventos anóxicos regionales y mundiales, cuando la generación de sulfuros y la precipitación de menas se vieron fa-vorecidas por las condiciones físico - químicas imperantes en los fondos marinos.

Un elemento crucial a destacar en la génesis de estos depósitos es la coincidencia temporal en-tre los eventos de evaporación y los de formación de menas, lo cual sugiere una clara relación cau-sal. Se estima que las salmueras marinas resi-duales formadas a partir de la evaporación del agua de mar se infiltran a través de la secuencia sedimentaria que rellena la cuenca, alcanzando reservorios sedimentarios clásticos permeables a profundidades que pueden superar los 6 km. Una vez allí, las salmueras pasan a migrar late-ralmente a través de las secuencias clásticas en dirección a los depocentros de la cuenca, proce-so durante el cual se van calentando y enrique-ciendo en metales. El caudal de fluido circulante es muy sensible a la permeabilidad de la secuen-cia por la cual circula, de modo que pequeñas re-ducciones de la permeabilidad pueden reducir el caudal de fluido circulante hasta niveles inferiores al mínimo necesario para que la formación de la mena tenga lugar. El retroceso y ascenso de la salmuera de cuenca a través de fallas ubicadas en los bordes de las plataformas carbonatadas situadas en las partes exteriores de la cuenca explica la existencia allí de pequeños depósitos de estilo MVT o de dolomitas pardas de más alta temperatura, aproximadamente contemporáneas con las facies de cuenca hospederas de los de-pósitos SEDEX.

Las principales vías de ascenso de las salmue-ras de cuenca, ya transformadas en fluidos hi-drotermales mineralizados, son fallas abruptas, comúnmente de deslizamiento por el rumbo, que cortan en profundidad la secuencia sedimentaria, así como las intercepciones de fallas, que pro-veen la permeabilidad necesaria para su circu-lación. La formación de mena está directamente relacionada, en la mayoría de los depósitos, con la ocurrencia de movimientos tectónicos a lo lar-go de estas estructuras, las cuales incluyen fallas normales extensionales, fallas transformantes or-

togonales a las primeras y fallas con segmentos transpresionales y transtensionales.

El contenido de materia orgánica en la secuen-cia hospedera es importante en la génesis de los depósitos SEDEX debido a que la mayor parte del suministro del azufre necesario para la for-mación de la mena se efectúa a través de la me-tabolización bacteriana de compuestos orgánicos mediante la reducción de sulfato marino y la de-volución del azufre al medio en forma de sulfu-ro de hidrógeno lo que provoca la precipitación de los metales presentes en los fluidos menífe-ros. A su vez, el enriquecimiento en carbono or-gánico es una consecuencia de la mejoría en los niveles de preservación de la materia orgánica, producida por las condiciones medioambientales anóxicas en la columna de agua y el lecho mari-no dentro de las cuencas. Ello se traduce en un incremento de su ritmo de acumulación y en una menor dilución en los sedimentos silicoclásticos. En correspondencia con lo anterior, los sitios de deposición de mena, regularmente ubicados en lutitas y limolitas, son ricos en materia orgánica, por lo común con 3 % -10 % de COT (carbono or-gánico total). En muchos depósitos se ha obser-vado, además, correspondencia entre contenido de materia orgánica y el de metales en las menas (Emsbo, 2009). Se ha demostrado que para la formación de menas SEDEX de importancia eco-nómica es necesario la presencia de más de 1 % de COT en la secuencia hospedera. Esto explica la común asociación de los SEDEX con secuen-cias de lutitas negras, las cuales presentan mayor desarrollo cuando su acumulación se vincula con eventos anóxicos regionales y mundiales.

Los depósitos SEDEX tienen como rasgo único el hecho de que los fluidos mineralizados forma-dores de mena se generan, ascienden y se des-cargan dentro de una cuenca hidrológicamente restringida. Junto a esto, en los horizontes mine-ralizados se observa la presencia, a escala de cuenca, de lutitas negras metalíferas, fosfatiza-das en algunas partes, así como de depósitos de Fe - Mn. Aun hoy es poco comprendida la inte-rrelación genética entre estos rasgos. Emsbo et al. (2005) y Emsbo (2008) han propuesto que los fluidos hidrotermales SEDEX exhalados dentro de las aguas de la cuenca pueden constituir una fuente rica de nutrientes para la biota marina en ellas, pues contienen concentraciones muy altas de nutrientes cuya escasez limita la productividad primaria, como NH4, C reducido, metales trazas, Ba y Si. En consecuencia, una gran entrada de nutrientes por esta vía dentro de una cuenca se-dimentaria marina dada provocaría un crecimien-

to espectacular de la productividad primaria en el ecosistema marino existente en ella, con la consecuente eutrotificación y el establecimiento de condiciones anóxicas en la parte inferior de la columna de agua marina, así como el correspon-diente incremento del nivel de preservación de la materia orgánica depositada en el fondo marino.

La variación en el estado redox de la salmuera descargada por el sistema SEDEX puede expli-car el notable enriquecimiento regional en me-tales observado en las lutitas negras. Por otra parte, la baja solubilidad del fosfato en los fluidos hidrotermales sugiere que no fue introducido en la cuenca a través de ellos. Una fuente alternativa podría ser la removilización del fosfato absorbido por los oxihidróxidos férricos durante el paso de las condiciones físico - químicas oxidizadas a las anóxicas. Un elemento interesante respecto esta fuente de fosfato es que ella explica la coinciden-cia temporal y espacial entre depósitos SEDEX y de fosfatos en lutitas negras metalíferas.

Por otra parte, la baja permeabilidad y conduc-tividad térmica de los sedimentos hospederos permitieron la focalización y prolongación de la descarga de fluidos mineralizados calientes en un número limitado de surtidores hidrotermales, lo cual hace que este tipo de depósito de tenga un tamaño promedio más grande que el de los VMS.

Dentro de estas condiciones generales de forma-ción, los subtipos Selwyn y Mc Arthur se diferen-cian genéticamente por la composición química y estado redox de los fluidos hidrotermales que intervienen en su formación (Cooke et al., 2000). Si bien en ambos casos se trata de fluidos salinos portadores de complejos clorurados, los forma-dores de depósitos del subtipo Selwyn se carac-terizan por tener una salinidad relativamente baja (de alrededor 10 % de NaCl equivalente) y por te-ner un carácter reducido (m SO4

-2< m H2S) y áci-do. Ellos suelen alcanzar temperaturas máximas de 200 0C - 300 0C. En tanto, para los depósitos del subtipo Mc Arthur, los fluidos son oxidizados (m SO4

-2 > m H2S), más salinos y de baja tempe-ratura, que no suele sobrepasar los 200 0C.

En general, el control de las solubilidades de los metales base por el estado redox y por la tem-peratura es complicado. Como ya se ha indica-do, el incremento del H2S presente en el fluido a través de la interacción con reservorios de azu-fre reducido (aguas de fondo portadoras de H2S, acumulaciones de gas, sedimentos piríticos y otros) reduce la solubilidad del Pb y el Zn, lo que,


en consecuencia, provoca la deposición de Pb y Zn desde ambos tipos de salmueras, reducien-do sus salinidades. Sin embargo, incrementos del pH provocarán la deposición desde salmueras del subtipo Selwyn, pero no afectarán las solubi-lidades del Pb y el Zn en las salmueras del sub-tipo Mc Arthur. La reducción isotérmica da lugar, por el contrario, a la deposición de metales en salmueras oxidizadas, sin afectar las solubilida-des del Pb y el Zn en las salmueras reducidas. Por otra parte, el descenso de la temperatura es uno de los mecanismos más importantes para la deposición de menas en salmueras tipo Selwyn. En este caso, las condiciones reductoras impe-rantes en ellas se mantienen. Para las soluciones del subtipo Mc Arthur, a relación constante SO4

2-/H2S, los cambios de temperatura (calentamien-to o enfriamiento) no afectan las solubilidades de los metales base. Sin embargo, un descenso de temperatura combinado con oxidación sí provoca la disolución del Pb y el Zn (Cooke et al., 2000).

En general, la precipitación de sulfuros de Pb y Zn es favorecida por la reducción en las salmue-ras oxidizadas (subtipo Mc Arthur) y por el en-friamiento en las salmueras reducidas (subtipo Selwyn). La formación de menas del subtipo Mc Arthur puede ocurrir en respuesta a la reducción termoquímica o bacteriana de los sulfatos, por la interacción del fluido mineralizado con una fuen-te de S reducido en el sitio de entrampamiento, o posiblemente por dilución. En su mayoría, los fluidos están en equilibrio con los carbonatos y –probablemente– también con la illita - moscovita. En el caso de las menas del subtipo Selwyn, su formación puede ocurrir en respuesta a un des-censo de la temperatura, dilución, incremento del pH, incremento de m H2S o a una combinación de estos procesos durante la mezcla del fluido mine-ralizado con el agua de mar. Si hay presencia de sulfato en el agua marina, él podría combinarse con el Ba disuelto en el fluido y precipitar barita.La presencia de mineralización de stockwork en la zona de alimentación en los depósitos del sub-tipo Selwyn y su ausencia en los del subtipo Mc Arthur probablemente se relaciona con el status redox (relación SO4

2-/H2S) de las salmueras mi-neralizantes. Si los fluidos meníferos del subtipo Selwyn llevan H2S, la deposición de sulfuros pue-de ocurrir en la chimenea hidrotermal, por debajo del lecho marino, como resultado de la interacción fluido - roca, o del decrecimiento de la temperatu-ra (con incremento del pH), de modo similar a la formación de la zona vetítica debajo de los depó-sitos de sulfuros masivos volcanogénicos. Por otro lado, las salmueras oxidizadas contienen muy es-caso H2S, por lo que se requieren circunstancias

excepcionales para que se pueda depositar sul-furos en un complejo de chimenea en el yacente. Para ellas, la reducción de sulfatos (interacción con materia orgánica) o la adición de S reducido (por aguas anóxicas marinas, fuente de gas, in-teracción con sulfuros sedimentarios preexisten-tes) probablemente sean los únicos mecanismos capaces de provocar la precipitación de sulfuros en la subsuperficie. La disminución de la tempe-ratura en la zona subyacente solo podría afectar la solubilidad de los metales base si se combina con reducción. En consecuencia, las salmueras oxidizadas dejan casi toda su carga de metal en el lecho marino por la vía de la reducción de sul-fatos y/o por la adición de H2S, mientras que las salmueras reducidas pueden desarrollar acumu-laciones minerales en las zonas de alimentación y en el sublecho marino a través del enfriamiento y del incremento del pH.

Bajo condiciones reducidas, los procesos redox proveen un fuerte control de la solubilidad de la barita. Significativas cantidades de Ba pueden ser transportadas bajo condiciones ácidas re-ducidas (en el campo de estabilidad de la pirita o la pirrotita). La precipitación de barita ocurrirá cuando una mezcla de fluidos origine oxidación de las salmueras reducidas ácidas (durante la ex-halación de fluidos dentro de aguas marinas por-tadoras de sulfatos, por ejemplo). El Ba solo es débilmente soluble bajo condiciones oxidizadas (en el campo de estabilidad de los sulfatos), por lo que no puede ser transportado en cantidades significativas por salmueras oxidizadas, a menos que el pH sea inferior a 2. Esto explica la común ausencia de barita en los depósitos del subtipo Mc Arthur y su presencia habitual en los del sub-tipo Selwyn. La ausencia de barita en algunos de-pósitos de este último subtipo (Sullivan y Howard Pass en Canadá, Nieves en Cuba) se explica por su formación a partir de salmueras altamente re-ducidas (en el campo de estabilidad de la pirro-tita), demasiado alejadas de la saturación con respecto a la barita para que este mineral pudie-ra precipitarse. Alternativamente, la descarga del fluido hidrotermal dentro de aguas marinas euxí-nicas, virtualmente carentes de sulfatos, produce el mismo efecto bloqueador sobre la precipitación de la barita.

La solubilidad del Au en salmueras oxidizadas es baja a temperaturas inferiores a los 200 0C. Eso explica la observada ausencia de enriqueci-miento en Au en las menas de los depósitos del subtipo Mc Arthur. En cambio, en los depósitos del subtipo Selwyn, las salmueras mineraliza-das reducidas contienen suficiente H2S(aq) para

transportar Au en forma de complejos sulfurados (AuHS- por ejemplo), el cual podría precipitar por oxidación durante la mezcla del fluido hidrotermal con agua marina. Sin embargo, la correlación in-versa existente entre las concentraciones de H2S y las de Pb y Zn en las salmueras cloruradas es un importante factor limitador del contenido de Au en las menas, razón por la cual este metal apa-rece en leyes promedio generalmente inferiores a 1,0 g/t.

Dado que las salmueras oxidizadas poseen una mayor capacidad de transporte de Zn y Pb que las reducidas, los depósitos del subtipo Mc Arthur son de gran tonelaje (de 30 millones de toneladas a 500 millones de toneladas de mena), en tanto los del subtipo Selwyn son de menor tamaño (de 5 millones de toneladas a 80 millones de tonela-das de mena). En cambio, los segundos poseen cantidades significativas de barita y Au, ausentes en los primeros (Cooke et al., 2000).

En relación con la distinción entre SEDEX proxi-males y distales, se considera que los depósitos tienden a ser proximales cuando el fluido hidro-termal mineralizado tiene flotabilidad con respec-to al agua de mar, mientras que los distales se forman cuando el fluido hidrotermal, al ser más denso, carece de la mencionada flotabilidad. La geometría de los depósitos distales es controla-da entonces por la morfología de la depresión del fondo marino donde la salmuera mineralizada ex-pelida por el surtidor se acumula en virtud de su mayor densidad. En la formación de uno u otro subtipo de depósito también influye la permeabi-lidad de las rocas sedimentarias sub-superficia-les que rodean al surtidor. Esta diferenciación, sin embargo, no es suficiente para distinguir submo-delos de depósitos.


Firma geoquímica. Pb - Zn - Ag ± Cu, Ba, As, Au, Cd, Tl, Sb, Co, Mn, Se, Hg, P, S total y NH3. Puede incluir Ge, Ga e In. Los depósitos del subtipo Mc Arthur no presentan anomalías de Au y las de Ba son débiles.

Pedernales, exhalatitas ferrosas y/o manganífe-ras, fosfatos (apatito), barita, pirita y dolomita rica en Fe suelen aparecer dispuestos lateralmente alrededor de los depósitos. Hay enriquecimiento regional en Ba a escala de cuenca (para el sub-tipo Selwyn). En el depósito y sus vecindades, el contenido de pirita diseminada varía entre 0,7 % y más de 30 %, en un intervalo de distancia al depósito que puede superar la decena de kiló-

metros. En general, las concentraciones de Zn, Pb, As y Tl tienden a aumentar con el aumento de la cercanía al depósito. El contenido de Fe y Mn en los carbonatos también aumentan con el grado de proximidad al depósito, desarrollándose un halo de dolomita rica en Fe y ankerita. Estas aureolas alcanzan su máxima extensión a lo lar-go del horizonte de rocas hospederas donde se encuentra el depósito.

Otros criterios geoquímicos son: decrecimiento de la relación Pb/Pb+Zn desde el complejo de surtidor hacia afuera. Incrementos, desde el com-plejo de surtidor hacia afuera, de las relaciones Pb/Ag, Fe/Zn, Ba/Zn, (Zn+Pb)/Cu y SiO2/Zn.

Large et al., (2000) propusieron, sobre la base de sus investigaciones en los depósitos del subtipo Mc Arthur, en la cuenca del río de igual nombre (Australia), un índice de alteración (IA) SEDEX en dos variantes:

1 - Para usar en paquetes dolomítico – arcillo-sos:

IA SEDEX 1 = 100(FeO + 10 MnO) / (FeO + 10 MnO + MgO +Al2O3)

2 - Para usar en paquetes dolomítico – silico-clásticos:

IA SEDEX 2 = 100(FeO + 10MnO) /(FeO + 10MnO + MgO + (SiO2/10))

Valores de IA SEDEX 1 mayores de 60 y de IA SEDEX 2 mayores de 30 identifican el área fa-vorable para la presencia de cuerpos minerales.

Otra guía geoquímica de prospección para depó-sitos del tipo SEDEX, propuesta por Large et al. (2000) es la relación Zn + 100Pb + 100 Tl. Los va-lores de esta relación superiores a 104, caracte-rizan áreas con probable presencia de depósitos minerales.

Firma geofísica: Anomalías gravimétricas de Bouguer de 0,2 mgl a 1,2 mgl, campo eléctrico natural (potencial espontáneo) de -50 mV a -400 mV, Anomalías de PI entre 3 % y 9 % (en un fon-do de 2 %), resistividad aparente de 100 ohm-m o menor. Los métodos geofísicos –en sus variantes aéreas o terrestres– electromagnéticos (EM) o magnéticos, pueden detectar zonas con sulfuros masivos, especialmente si buzan abruptamente. En cambio, si los depósitos yacen casi horizon-talmente y son de menas finamente granuladas y distribuidas dentro de un amplio intervalo estrati-


gráfico, la respuesta geofísica es muy débil para ser definitoria. Otra complicación es causada por la composición mineralógica de las menas. Si la pirrotita es relativamente abundante, la eficacia de la magnetometría aumenta. Por el contrario, la abundancia de esfalerita debilita considerable-mente la respuesta del depósito ante los métodos EM. De este modo, un depósito que por su alta ley de Zn puede ser de interés económico, po-dría no ser detectado durante una campaña de exploración geofísica sin el auxilio de otros méto-dos. La presencia en las secuencias hospederas de zonas ricas en materia orgánica más o me-nos grafitizada es otro factor que puede complicar la interpretación de conductores EM. Asimismo, muchas fallas se comportan como zonas conduc-toras, lo que introduce dificultades adicionales a la hora de interpretar los resultados de la adqui-sición geofísica. La polarización inducida puede detectar la mineralización diseminada subhori-zontal estratiforme y la vetítico - diseminada de la zona de alimentación.

Otras guías de exploración. Entre las guías re-gionales y locales para evaluar la perspectividad de una región para mineralización polimetálica del tipo SEDEX figuran las siguientes (Emsbo, 2009; Emsbo et al., 2016).

• Presencia de cuencas sedimentarias intracra-tónicas o epicontinentales.

• Profundidad del basamento de la cuenca su-perior a 3 km.

• Presencia de secuencias de lutitas, litofangos y limolitas con más de 1% de COT.

• Presencia de valores altamente anómalos de la relación atómica S/C (mayor de 0,13 para la cuenca Selwyn, por ejemplo). Esto se consi-dera indicador de la presencia de columna de agua estratificada, anóxica en su parte inferior.

• Evidencias de generación de salmueras de cuenca (cuando los márgenes de la cuenca son observables): presencia de minerales eva-poríticos, brechas de disolución, Dolomitización regional de secuencias carbonatadas de plata-forma marina somera.

• Coincidencia temporal entre sedimentos de cuenca ricos en materia orgánica y plataformas marinas someras evaporativas.

• Presencia de grandes plataformas carbonata-das de aguas someras de mares interiores

• Edad de las potenciales rocas hospederas: Su correspondencia con los períodos de ocurren-cia de eventos anóxicos regionales o mundiales es un indicador de perspectividad. Secuencias de edades anteriores al Proterozoico Inferior carecen de perspectivas.

• Presencia de sedimentos clásticos continen-tales oxidizados en secuencias de sinrift (are-niscas, conglomerados, capas rojas, turbiditas y subordinadas sucesiones volcánicas), per-meables, pobres en carbono orgánico y ricas en Fe reactivo.

• Fallas de decenas de kilómetros de largo que controlan rasgos de cuencas de segundo or-den.

• Presencia de rocas silicoclásticas de grano fi-no, negras y metalíferas (ricas en metales a es-cala regional).

• Evidencias de actividad hidrotermal. Entre ellas, se observan: 1) pirita, esfalerita y barita laminada y diseminada. 2) carbonatos de Mn - Fe - Ca - Mg. 3) silicitas piríticas y fosfatadas. 4) Alteración hidrotermal albito - clorítica - pirítica y sericítica.

• Presencia de depósitos o manifestaciones del tipo SEDEX. Es común la ocurrencia de múlti-ples depósitos en varias decenas de kilómetros a lo largo de las fallas controladoras de cuenca. Estas áreas son muy favorables para la existen-cia de depósitos no descubiertos.

• Las relaciones entre el contenido de metales base, barita, plata y oro en los depósitos ya co-nocidos permiten formarse una idea del surtido de productos, del subtipo de depósito y de la potencialidad de la cuenca.


Ley y tonelaje. De acuerdo con Mosier et al. (1986), la masa de mena de los depósitos para el 90 percentil es de 1,7 millones de toneladas; para el 50 percentil es de 15 millones de tone-ladas y para el 10 percentil, de 130 millones de toneladas. En cuanto a su ley, para el 90 percen-til es de 2,4 % de Zn y 1,0 % de Pb; para el 50 percentil es de 5,6 % de Zn, 2,8% de Pb y 30 g/t de Ag. Al 10 percentil le corresponde una ley de 13 % de Zn, 7,7 % de Pb, 160 g/t de Ag y 0,28 % de Cu.

La masa media para los depósitos SEDEX es de 34,78 millones de toneladas de mena, con 3,168 millones de toneladas de Zn + Pb metálico. La ley de mena media mundial es de 6,76 % de Zn, 3,28 % de Pb, 0,97 % de Cu y 63 g/t de Ag (Goo-dfellow y Lydon, 2007).

Para los depósitos cubanos, los rangos de valo-res reportados son los siguientes: 1,1 - 13,4 % de Zn, 0,70 - 6,27 % de Pb, 0,1 - 1,62 % de Cu, 22 - 1080 g/t de Ag, 0,02 - 1,2 g/t de Au, 7,68 - 81,90 % de BaSO4, 7 - 34 % de S, 0,05 - 2 % de As, 0,011 - 0,5 % de Sb y hasta 0,032 % de Cd.

Limitaciones económicas. El grueso de la mine-ralización en la mayoría de los depósitos SEDEX reside en las menas estratificadas y criptocrista-linas, en las cuales también es frecuente el en-trecrecimiento mineralógico, lo cual perjudica el proceso de obtención de los productos y subpro-ductos. Esto da lugar a que, por término medio, el nivel de recuperación de los metales en estos de-pósitos sea inferior y más costoso que en el caso de los VMS y MVT.

Importancia. Los depósitos exhalativo - sedi-mentarios acumulan más del 50 % de las reser-vas mundiales de Zn y más del 60 % de las de Pb (Tikkanen, 1986), produciendo actualmente el 31 % y 25 % del Zn y Pb respectivamente (Good-fellow and Lydon, 2007). Su gran tonelaje y valo-res asociados de Ag los convierte en un objetivo de exploración atractivo. Por su tamaño, son de aproximadamente un orden de magnitud mayor que los del tipo VMS, y también es más elevado su contenido de Zn + Pb + Cu. Asimismo, su re-lativamente menor contenido de sulfuros de Fe los hace más atractivos desde el punto de vista medioambiental (Emsbo, 2009).

Más de 129 depósitos de este tipo han sido re-conocidos en cuencas sedimentarias de todo el mundo. Los 65 mayores se encuentran localiza-dos en 25 cuencas sedimentarias, 7 de ellas con recursos totales de Pb + Zn superiores a los 10 millones de toneladas. Las cuencas más ricas Taylor et al. (2009), en orden decreciente, son: Mt. Isa - McArthur, Australia (7 depósitos, con 112 millones de toneladas de Zn + Pb); Selwyn, Ca-nadá (17 depósitos, con 55 millones de tonela-das); Brooks Range, Alaska, (3 depósitos, con 40 millones de toneladas), Kholodninskoye, Rusia (1 depósito con 23 millones de toneladas) Rajastán, India (5 depósitos, con 20 millones de toneladas), Belt - Purcell, Canadá y USA (1 depósito, con 19 millones de toneladas) y Renana, Alemania (2 depósitos, con 11 millones de toneladas).

Bibliografía

Cooke, D. R., S. W. Bull, R. R. Large, P. J. McGol-drick, 2000. The Importance of oxidized brines for the formation of Australian Proterozoic stratiform sediment hosted Pb – Zn (Sedex) deposits. Eco-nomic Geology, 95 (1):1 - 18.

Deakin, M. K., G. Beaudoin, M. Malo, 2014. Meta-llogeny of the Nicholas-Denys Pb - Zn - Ag depo-sit, Bathurst Mining Camp, Canada. Ore Geology Reviews, 66: 1 - 24. www.elsevier.com/locate/ore-georev.doi.org/10.1016/j.oregeorev.2014.10.018

Emsbo, P., 2000. Gold in sedex deposits. En Ha-gemann, S.G., y Brown, P.E., eds., Gold in 2000. Reviews in Economic Geology, 13: 427-437.

Emsbo, P., A. H. Hofstra, C. A. Johnson, A. Koenig, R. Grauch, Zhang Xingchun, Hu Ruizhong, Su Wenchao, and Pi Daohui, 2005. Lower Cambrian metallogenesis of south China; interplay between diverse basinal hydrothermal fluids and marine chemistry. En Mao, J., y P. F. Bierlein, eds. Mineral Deposit Research. Meeting the Global Challenge Proceedings of the Eighth Biennial SGA Meeting Beijing, China: 115 - 118.

Emsbo, P., 2008. Metalliferous organic-rich black shales -Are exhalative hydrothermal processes fundamental to their genesis? International Geo-logical Congress Abstracts, Oslo, v. 33, abstract no.1324230.

Emsbo, P., 2009. Geologic criteria for the assess-ment of sedimentary exhalative (sedex) Zn-Pb-Ag deposits. U.S. Geological Survey Open-File Re-port 2009−1209, 21 págs.

Emsbo, P., R. R. Seal, G. N. Breit, S. F. Diehl, A. K. Shah, 2016, Sedimentary exhalative (sedex) zinc-lead-silver deposit model: U.S. Geological Survey Scientific Investigations Report 2010–5070–N, 57 p., http://dx.doi.org/10.3133/

Goodfellow, W. D., J. W. Lydon, 2007. Sedimentary exhalative (SEDEX) deposits. En Goodfellow, W. D., ed. Mineral Deposits of Canada, A Synthesis of Major Deposit Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Explora-tion Methods, Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication No. 5, págs 163-184.

Large, R. R., S. W. Bull, P. J. McGoldrick, 2000. Lithogeochemical haloes and geochemical vec-tors to stratiform sediment hosted Zn - Pb - Ag


HYC Deposit, McArthur River, Northern Territory. Journal of Geochemical Exploration, 68 (1 – 2): 105 - 126.

MacIntyre, D., 1995. Sedimentary Exhalative Zn-Pb-Ag. En Selected British Columbia Mineral. Deposit Profiles, Volume 1 - Metallics and Coal, Lefebure, D.V. and G. E Ray Editors, British Co-lumbia Ministry of Energy of Employment and In-vestment, Open File 1995-20: 37-39.

Magnall, J. M., S. A. Gleeson, S. Paradis, 2014. SEDEX Mineralisation, MacMillan Pass (Yukon). Petrography, Mineralogy and Bulk Geochemistry of the Tom and Nidd Deposits. Geological Survey of Canada, Open File 7457. doi.10.4095/293105

Menzie W. D. y D. L. Mosier, 1986. Grade and ton-nage model of sedimentary exhalative Zn-Pb; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P., D. A. Singer Editors, U. S. Geological Survey Bulletin 1693.

Southgate, P. N., T. K. Kyser, D. L. Scott, R. R. Lar-ge, S. D. Golding, P. A. Polito, 2006. A basin sys-tem and fluid-flow analysis of the Zn-Pb-Ag Mount Isa-type deposits of northern Australia—Identif-ying metal source, basinal brine reservoirs, times of fluid expulsion, and organic matter reactions. Economic Geology, 101 (6): 1103 - 1115.

Taylor, R.D., Leach, D.L., Bradley, D.C., and Pi-sarevsky, S.A., 2009, Compilation of mineral resource data for Mississippi Valley-type and clastic-dominated sediment-hosted lead-zinc de-posits: U.S. Geological Survey Open-File Report 2009–1297, p. 42.

Tikkanen, G.D., 1986, World resources and su-pply of lead and zinc, in Bush, W.R., ed., Econo-mics of internationally traded minerals: Society of Mining Engineers, Inc., p. 242–250.

Cu ± Ag ± Co Hospedado en Sedimentos

Identificación

Sinónimos. Cu ± Ag ± Co tipo Kupferschiefer. Cu estratiforme hospedado en sedimentos de baja energía. Tipo marino - parálico. Cu en facies re-ducidas. Cu hospedado en lutitas. Lutitas cuprífe-ras. Cu en capas rojas. Cu en areniscas. Cu tipo Revett. Reemplazamiento de Cu en sedimentos. Tipo África central. Cu - Co tipo Cooperbelt afri-cano.

Subtipos de depósitos. Se consideran cuatro subtipos: Cu ± Ag ± Co Kupferschiefer. Cu en ca-pas rojas. Cu Revett. Cu - Co Cooperbelt africano.Productos. Cu, Ag.

Subproductos. Co, Pb, Zn, raramente EGP, Au, Re, U y V.

Tipos de depósitos asociados. Uranio en are-niscas; Cu en basaltos; Cu - Pb - Zn tipo Kipushi; depósitos IOCG; sales evaporíticas (halita, silvita, yeso y anhidrita); Pb en areniscas. Puede aso-ciarse con depósitos de gas natural.

Ejemplos mundiales. Subtipo Kupferschie-fer: Distritos Mansfield-Sangerhausen y Sprem-berg (Alemania), Distrito Lubin (Polonia), Creta (Oklahoma, USA), Kennicott (Alaska, USA.). Sub-tipo Cu en capas rojas: Corocoro (Bolivia), Naci-miento y Stauber (New Mexico, USA.), Wadi Yiba (Arabia Saudita). Subtipo Cu Revett: Montanore - Rock Creek (Montana, USA.), Spar Lake (New Mexico, USA.) Dzherkazgan (Kazajistán). Subtipo Cu - Co Cooperbelt africano: Mufulira y Mocambo (Zambia), Kamoto, Musonoi, Ruwe/Mutoshi, Mu-pine, Fungurume y Tshinsenda (R. P. del Congo).

Ejemplos cubanos. Matahambre (Pinar del Río)


Ambiente geodinámico. El ambiente ideal pa-ra la aparición de este tipo de depósitos es el de secuencias de rift intracontinental (incluidos los aulacógenos) con circulación marina restringi-da, cubiertas por una más ampliamente exten-dida secuencia sedimentaria marina euxínica de margen continental. También pueden presentarse en zonas de trasarco (de arcos cordilleranos), en cuencas intramontanas extensionales y en cuen-cas de antepaís. Grandes grabens y fallas sin-sedimentarias son comúnmente contemporáneas con la mineralización. El diapirismo salino, la pre-sencia de fallas sinsedimentarias principales, así

como la presencia, tanto de unidades sedimenta-rias delgadas como de discordancias, son facto-res que pueden focalizar la circulación de fluidos formadores de mena e influir en la localización de estos depósitos.

Ambiente deposicional. Secuencias sedimen-tarias epicontinentales altamente permeables de cuencas aluviales costeras y marinas someras, situadas por debajo de los 300 de paleolatitud y caracterizadas por altos ritmos de evaporación. Los depósitos suelen relacionarse con la pre-sencia de fuertes gradientes redox dentro de la secuencia sedimentaria, la cual, además de las rocas hospederas de la mineralización, suele in-cluir evaporitas y a veces volcanitas. En muchos casos, la secuencia sedimentaria relacionada con el rift descansa discordantemente sobre un basamento más antiguo. La mayoría de los de-pósitos se forman durante la transgresión de se-dimentos marinos reducidos sobre secuencias preexistentes de capa roja.

Para depósitos hospedados en ambientes de ba-ja energía, la secuencia sedimentaria contiene rocas de grano fino, ricas en materia orgánica y frecuentemente laminadas, incluidas las acumu-ladas en ambientes de sedimentación tipo sa-bkha. En el caso de los depósitos hospedados en ambientes sedimentarios de alta energía, la secuencia sedimentaria contiene areniscas, más o menos arcillosas, aluviales, lacustres, deltaico - marinas o eólicas, en las que son frecuentes las intercalaciones de conglomerados, litofangos tobáceos, evaporitas y dolomitas lacustres. Tam-bién pueden contener regolitos áridos retrabaja-dos.

Los depósitos del subtipo Cu - Co Cooperbelt afri-cano se interpretan como la variante metamorfi-zada del subtipo Cu ± Ag ± Co Kupferschiefer, donde cuerpos minerales y secuencia sedimen-taria hospedera han sido afectados y modificados por el metamorfismo regional, generalmente en-tre las facies de sub-esquistos verdes y la anfibo-lítica inferior (Dill, 2009; Laznicka, 2010).

Rocas hospederas y asociadas. Hay dos ti-pos de rocas hospederas: 1) Sedimentos de baja energía (lutitas grises y negras, limolitas, litofan-gos, calizas, limolitas calcáreas o dolomíticas, marga, dolomita limolítica, unidades carbonata-das laminadas tipo sabkha). 2) Sedimentos de alta energía (areniscas, arcosas, cuarcitas y con-glomerados), generalmente rojos y grises. Las primeras corresponden al subtipo Cu ± Ag ± Co Kupferschiefer y las segundas a los subtipos Cu


en capas rojas y Cu Revett. Los horizontes favo-rables suelen contener materia orgánica.

Las rocas encajantes de baja energía presentan textura laminada, estramolítica, de arrecifes co-ralinos, grietas de lodo, estratificación cruzada y otros rasgos de ambientes de marea. Las rocas encajantes de alta energía se caracterizan por la presencia de canales rellenos de areniscas y con-glomerados con texturas de excavación y relleno, estratificación cruzada, laminación paralela, grie-tas de lodo y crestas de oleaje (Cox et al.,2007).

Edad de la mineralización. No se conocen de-pósitos arqueanos. Son más abundantes en el Proterozoico Medio y Superior, el Paleozoico y el Mesozoico Inferior. Los depósitos del cinturón cu-prífero de Zambia - República Popular del Congo datan del Proterozoico Superior.

Forma del depósito. Cuerpos minerales con-cordantes con la estratificación, aunque en deta-lle pueden cortarla en un ángulo muy bajo. Este rasgo es más marcado hacia los flancos. Los cuerpos minerales suelen ser delgados, con un espesor de varios metros, aunque en ocasiones varían entre 10 y 88 m (Zientek et al., 2015). Los depósitos son tabulares, generalmente estratoli-gados y a veces estratiformes. Las zonas mine-ralizadas suelen extenderse lateralmente entre 1 kilómetro y 5 kilómetros, aunque en ocasiones llegan a cubrir varias decenas de kilómetros. Con menos frecuencia, adoptan la forma de lóbulos alargados o presentan forma de C, con una confi-guración del tipo “frente de avance” vista de perfil (Lefebure y Alldrick, 1996). En algunos casos es posible encontrar vetas de barita, con Ag nativa y arseniuros de Ni, Co y Cu (Laznicka, 2010).

Zonación del depósito. Presentan una marcada zonación, dispuesta de modo oblicuo con respec-to a la secuencia estratigráfica. Desde un punto de vista ideal, la zonación mineralógica lateral y vertical más común es hematites (base del hori-zonte mineral) calcocita ± bornita, que pasa a cal-copirita, seguida por galena y esfalerita periférica. Con frecuencia, los minerales de ganga también exhiben un patrón zonado. En los depósitos del subtipo Kupferschiefer, las zonas ricas en meta-les nobles (Au y EGP) se localizan en las rocas hospederas oxidizadas, deficientes en materia orgánica, de tonalidades rojizas (Piestrzyński et al., 2002). Sin embargo, también se reportan al-tas concentraciones en la base de la zona cuprí-fera, dentro de lutitas negras fosfatizadas (Lyons, 2013). En ambos casos, la zona de Au - EGP se encuentra asociada a la frontera redox y puede

alcanzar un espesor total de hasta 1,5 m (Hitz-man, 2013) Algunos depósitos contienen minera-les de Ge en la zona calcocita - bornita y en los del subtipo Cu - Co Cooperbelt africano, la ca-rrolita y la pirita cobaltífera aparecen en la zona calcopirítica.

La zonación de los sulfuros metálicos a escala del depósito refleja la dirección del flujo de los flui-dos y/o gradientes químicos, que va de las ro-cas hematitizadas, pobres en materia orgánica, a las rocas reducidas piritizadas, ricas en mate-ria orgánica (Zientek et al., 2015). Asimismo, la secuencia de esta zonación es un reflejo de la secuencia de los productos de solubilidad de los sulfuros, que puede ser comprendida en términos de estabilidad de los sulfuros de Cu y Fe en den-tro de un sistema fO2/fS2 en equilibrio. También puede ser entendida como un sistema en equi-librio con los sulfatos (barita o yeso), que sumi-nistran el S para la precipitación de sulfuros. Si ocurre un desequilibrio redox con el S, los flui-dos pueden reaccionar con la materia orgánica y precipitar Cu nativo (Cox et al., 2007). Los EGP y los ETR también presentan zonación, explica-ble también por diferencias de solubilidad (Kucha y Przybyłowicz, 1999; Bechtel et al., 2001). Esta zonación también ha sido observada a escala de vetillas de mena, donde, de núcleo a borde exte-rior, se presentan calcocita, “semibornita”, borni-ta y calcopirita. La zona de “semibornita” muestra una zonación interna, relacionada con la varia-ción del contenido de Ag (Kozub y Budzyn, 2013).

En el subtipo Cu Revett, la presencia –o ausen-cia– y abundancia de sulfuros autígenos y mine-rales de ganga permiten identificar varias zonas mineralógicas, que se ubican en la cercanía de la frontera redox, marcada por la transición entre los complejos hematites - calcita y calcopirita - an-querita. Las zonas mineralógicas (calcocita, cal-copirita, pirita, galena y esfalerita) se encuentran dispuestas a ambos lados de la frontera redox, con las primeras dos zonas en el lado oxidizado y las otras tres en el lado reducido. La frontera redox, a su vez, se dispone de modo transversal con respecto a la dirección del flujo de la solución mineralizante, de modo que las facies oxidizadas se disponen hacia la dirección de la que proviene el fluido y las reducidas hacia donde avanza.

Mineralogía de mena. Para el subtipo Cu ± Ag ± Co Kupferschiefer. Principales: calcocita, cal-copirita, bornita y Cu nativo (en algunos depósi-tos). En ocasiones, la calcocita puede constituir, localmente, hasta más del 90 % de la mena (Sawłowicz, 2013). La pirita y la marcasita son

abundantes hacia los flancos. Minerales subordi-nados y raros: enargita, digenita, djurleita, idaita, covelina, anilita, esfalerita, galena, tenantita, Ag nativa, Au nativo, pirita cobaltífera, cobaltina, li-neita, millerita, bravoita, pirrotita, arsenopirita, ca-rrollita, claustalita y minerales de Ge. Además, pueden encontrarse otros sulfuros de Cu, como geerita, spionkopita y yarrowita (Lyons, 2013). En las zonas ricas en metales nobles aparecen mooihoekita y haycockita. En algunos casos hay abundante presencia de hematites en las lutitas empobrecidas en materia orgánica, las cuales pueden estar enriquecidas en metales nobles. Minerales oxidados: malaquita y azurita. La ocu-rrencia de enriquecimiento secundario en calcoci-ta cerca de la superficie, con tenorita y crisocola, tiene lugar solo en aquellos depósitos con sufi-ciente pirita, pues de otro modo, carecen de las aguas ácidas necesarias para la formación de es-tos minerales secundarios (Cox, et al., 2007).

Para el subtipo Cu en capas rojas. Calcocita, bor-nita, calcopirita, malaquita, azurita, crisocola, atacamita, galena y esfalerita. Los minerales de mena rellenan espacios intergranulares o reem-plazan a minerales más tempranos, como el ce-mento calcítico. La presencia de abundante Cu nativo indica deficiencia en S. La de residuos bi-tuminosos y petrolíferos indica el paso de hidro-carburos por la secuencia mineralizada.

Para el subtipo Cu tipo Revett. Calcocita, calco-pirita, bornita, pirita, galena, esfalerita, Ag nativa, stromeyerita y magnetita. También pueden apare-cer tetraedrita, pirita cobaltífera, cobaltina, pirita niquelífera, argentita, hematites, La presencia de bitúmenes e hidrocarburos líquidos en la secuen-cia encajante es más frecuente y destacada. Los minerales de Cu suelen estar en la parte oxidiza-da y los de Zn - Pb en la reducida del depósito. Los depósitos de este subtipo se distinguen por sus altos contenidos de Ag, la que en su mayor parte se encuentra en forma de solución sólida dentro de los minerales de Cu (Boleneus et al., 2006)

En depósitos metamorfizados (subtipo Cu - Co Cooperbelt africano), los minerales de mena principales son bornita, calcopirita, digenita y calcocita, acompañados por malaquita, cuprita, crisocola, pirita, pirita cobaltífera y carrollita. Tam-bién existe “Cu invisible” hospedado en minerales de ganga como vermiculita y mica, difícil y costo-so de extraer. Algunos depósitos de Zambia y la República Popular del Congo contienen, además, minerales de Ge (Cox, et al., 2007).

Mineralogía de ganga. Cuarzo, calcita, ara-gonito, dolomita, ankerita, feldespatos, materia carbonosa, bitumen, mica, vermiculita, biotita, mi-nerales arcillosos (illita, montmorillonita, caolinita, clorita, glauconita). Pueden aparecer yeso, anhi-drita y atacamita (Cox, et al., 2007; Lyons, 2013).

Los tres primeros subtipos de depósitos se dis-tinguen por el grado de abundancia y distribución de las sustancias reductoras en el medio geoló-gico y, por ende, por su fortaleza y eficacia. En los depósitos del subtipo Cu ± Ag ± Co Kupfers-chiefer el medio reductor es representado por se-dimentos marinos o lacustres de grano fino con abundante materia orgánica, que puede alcanzar hasta un 10 - 14 % (Kotarba et al., 2006; Gouin et al., 2007; Pašava et al., 2010). En el subtipo Cu en capa roja, por parches de materia orgánica en las areniscas. En los depósitos del subtipo Cu Reve-tt, la materia orgánica se encuentra ampliamente distribuida en forma difusa, y en algunos depósi-tos fanerozoicos hay presencia de hidrocarburos líquidos y/o gaseosos. En el subtipo Cu - Co Coo-perbelt africano, la materia orgánica aparece en forma de grafito.

Texturas y estructuras. Textura diseminada fina, nodular, laminar. Los sulfuros también aparecen como cemento intergranular. Puede aparecer me-na semimasiva, Estructura framboidal, colofór-mica, de reemplazamiento, de corrosión, menos frecuentemente seudomórfica. Los minerales de Cu reemplazan a la pirita y se asocian con coá-gulos o fragmentos carbonosos.

Alteraciones hidrotermales. Zonas en estado reducido de coloración verde, blanca o gris, clori-tización por reemplazamiento de hematites y mi-nerales arcillosos en secuencias de capas rojas. Ankeritización y formación de calcita –y dolomi-ta– rica en Fe como resultado de la reacción de fluidos reducidos con capas rojas oxidizadas. La dolomitización es común en las rocas carbona-tadas. En el distrito mineral Kupferschiefer, las rocas hospederas muestran elevados valores de reflectancia a la vitrinita en comparación con las de unidades estratigráficas equivalentes no mineralizadas. Las capas rojas metamorfizadas pueden presentar colores púrpura y violeta, cau-sados por la presencia de hematites diseminada muy fina. En los depósitos del subtipo Cu Revett, la mineralización se localiza a lo largo de la fron-tera entre las zonas de pirita - calcita y calcopirita - ankerita. En los depósitos del subtipo Cu - Co Cooperbelt africano pueden aparecer cloritiza-ción y silicificación.


Controles de mena. En general, los depósitos de los subtipos Cu ± Ag ± Co Kupferschiefer y Cu - Co Cooperbelt africano sobreyacen a las capas rojas y la parte más baja de la secuencia transgresiva de sedimentos reducidos es la más favorable para este tipo de mineralización. En al-gunos casos, los minerales de Cu se acumulan en las capas de areniscas que yacen directamen-te bajo la facies sedimentaria reducida. Más rara-mente esta mineralización se hospeda en fisuras y brechas cársicas situadas dentro de secuen-cias carbonatadas ricas en materia orgánica. Los controles más importantes son la permeabilidad post-orogénica por fracturas y el gradiente hidro-geológico que rige la mezcla de fluidos. También experimentan un control paleoclimático, pues su desarrollo se relaciona con la presencia de cli-mas cálidos, áridos y semiáridos. El control lito-lógico directo es ejercido por las lutitas y otras litologías reducidas de grano fino ricas en materia orgánica y generalmente piritizadas. La presencia de la frontera redox es otro control de la minera-lización, de carácter físico-químico, en los sitios de deposición de mena. Las fallas de crecimiento sinsedimentario ejercen control local en algunos depósitos.

Para los depósitos de Cu del subtipo Revett, el control principal es el litológico, evidenciado por la presencia de areniscas con permeabilidad pre-mineral, de agentes reductores (materia orgánica e hidrocarburos) y de pirita. Otros controles son las fronteras redox y la presencia de desequilibrio químico.

Modelo genético. Algunos autores conside-ran que los depósitos de Cu ± Ag ± Co hospe-dados en sedimentos se forman en un proceso de dos etapas. En primer lugar, las lutitas carbo-nosas, areniscas y calizas se acumulan en am-bientes submarinos someros reducidos y en esas condiciones, el S se acumula en forma de pirita. En una etapa ulterior, diagenético - epigenética, las salmueras salinas de baja temperatura trans-portaron Cu desde una fuente distante siguien-do horizontes permeables, como las areniscas oxidizadas de capa roja. Esta migración conti-nuó hasta encontrar una unidad reducida. Al su-ceder esto, se estableció una frontera entre los ambientes reducidos y oxidizados, con un rápido gradiente del potencial redox (Lefebure y Alldrick, 1996).

Una visión genética más actual es la que ofrecen Cox et al. (2007). De acuerdo con estos autores, dos fluidos distintos aparecen involucrados en el proceso: una salmuera oxidizada que transporta

Cu en forma de complejo clorurado, y un fluido reducido comúnmente formado a partir de agua marina anóxica en presencia de bacterias sulfa-to-reductoras. En general, plantean que para la formación de un depósito de Cu de este tipo se requiere la presencia de cuatro condiciones; si al-guna de ellas no está presente, la formación del depósito no tiene lugar. Estas condiciones nece-sarias son:

1) Existencia de una fuente oxidizada de meta-les, representada por rocas situadas dentro del campo de estabilidad de la hematites, las cua-les han de contener minerales ferromagnesianos o fragmentos de rocas máficas, de los cuales el Cu puede ser lixiviado. Mineralizaciones anterio-res sometidas a erosión pueden constituir tam-bién rocas fuentes de este metal. Normalmente estas rocas fuentes son areniscas rojas continen-tales, lutitas, conglomerados y rocas volcánicas subaéreas. La lixiviación del cobre presente en las rocas fuentes ocurre, a un pH moderadamen-te bajo, según la reacción (1)

Cu2O(s) + 6 Cl-(ac) + 2 H+ (ac) = 2 CuCl32-

(ac) + H2O (1)

2) Dada la reacción (1), debe haber una fuente de salmuera oxidizada que movilice el Cu. En es-te sentido, todo ambiente paleoclimático donde la evaporación excede a la precipitación atmosféri-ca genera salmueras, particularmente si se tra-ta de una cuenca marina restringida, expuesta a intensa evaporación. Esta es una situación co-mún en las etapas tempranas de desarrollo de las cuencas de rift. Adicionalmente, la presencia de evaporitas en el corte pueden contribuir de mane-ra complementaria a la generación de estas sal-mueras oxidizadas cloruradas.

3) Existencia de una fuente de fluido reductor. Es-te fluido resulta necesario para que tenga lugar la precipitación del Cu y otros metales base. Las rocas fuentes del fluido pueden ser lutitas y rocas carbonatadas ricas en materia orgánica, acumu-laciones de hidrocarburos líquidos y/o gaseosos en rocas sedimentarias, o rocas sedimentarias ri-cas en pirita, donde el fluido se equilibra con este mineral. En la ecuación (2) la salmuera oxidizada clorurada rica en Cu entra en contacto con mate-ria orgánica, formándose Cu nativo.

CuCl32-

(ac) + 2 + H2O + C(s) = Cu0 (s) + CO2 (g) + 4 H+

(ac) + 6 Cl-(ac) (2)

Nótese que entre los productos de la reacción, al combinar aniones y cationes, aparece el HCL (ácido clorhídrico), que es capaz de disolver los carbonatos y reemplazar el cemento de calcita por Cu nativo.

Los sulfuros, en forma de pirita diseminada fina, son frecuentes en los sedimentos acumulados en ambiente reductor. Sin embargo, la cantidad de pirita existente resulta insuficiente para suminis-trar todo el S presente en las menas de alta ley. Una fuente mucho más abundante de S es la re-ducción biogénica, mediante la actividad metabó-lica de las bacterias sulfato-reductoras del sulfato marino en presencia de materia orgánica (rica en carbono) dentro de medioambientes anóxicos o euxínicos. Este proceso de oxidación-reducción generador de bisulfuro (S2-) tiene lugar según la ecuación (3).

SO42-

(ac) + CH4 = S2-(ac) + CO2 (g) + 2 H2O (3)

La reacción del complejo clorurado portador de Cu con el bisulfuro produce calcocita según la re-acción (4).

2 CuCl32-

(ac) + S2-(ac) = Cu2S(s) + 6 Cl-(ac) (4)

El ión sulfato es abundante en las salmueras de-rivadas de evaporados y puede estar presente en las soluciones oxidizadas ricas en Cu. En ese caso, cuando estas salmueras se mezclan con fluidos reductores, puede ocurrir la reacción (5) siguiente:

2 CuCl32-

(ac) + SO42-

(ac) + CH4 (g) = Cu2S(s) + CO2 (g) + 2 H2O + 6 Cl-(ac) (5)

Para que esta reacción pueda tener lugar a bajas temperaturas se requiere la presencia de las ya mencionadas bacterias sulfato-reductoras.

En general, entre los agentes reductores capa-ces de desencadenar la formación de minerales de Cu (y de otros metales) pueden destacarse la materia orgánica carbonosa, los bitúmenes (in-cluido el petróleo), el metano, el sulfuro de hidró-geno (H2S), y el monóxido de carbono (CO).

4) Presencia de condiciones favorables para la mezcla de fluidos. La permeabilidad diagenética provee buenos lugares para la mezcla de fluidos a lo largo de las superficies de laminación de las lutitas. La presurización de los fluidos, a conse-cuencia de la compactación de los sedimentos, es otro factor contribuyente a la mezcla de flui-dos. El fallamiento o plegamiento de la secuencia

sedimentaria da lugar al desarrollo de cabezas hidráulicas, las cuales provocan que un fluido in-vada el espacio ocupado por otro, favoreciendo que se mezclen entre sí. Igualmente, el desarro-llo de intrusiones salinas favorece la mezcla de fluidos dentro de la secuencia sedimentaria afec-tada. Además, y con carácter general, se requie-re de rocas hospederas permeables, o de otra fuente de permeabilidad, para que se produzca la mezcla de fluidos. La existencia de abundante espacio intergranular en los sedimentos de grano fino, antes de la compactación y la litificación, es un rasgo común en los sitios de deposición de mena. El desarrollo de cavidades de disolución en rocas carbonatadas es, en cambio, un rasgo menos común.

La concentración de Au, Pt y Pd en estrechos horizontes dentro de depósitos del subtipo Cu ± Ag ± Co Kupferschiefer es atribuida a la auto oxi-dación y desulfurización de la materia orgánica, proceso favorecido por las propiedades catalíti-cas de los elementos del grupo del platino y por la radiación gamma presente en el kerógeno enri-quecido en U, así como por el muy bajo ritmo de sedimentación (Dill, 2009). El cobalto presente en la pirita cobaltífera y la cobaltina probablemente procede de los oxi-hidróxidos de Fe localizados en las secuencias silicoclásticas oxidizadas (Lar-ge, 1999).

En los depósitos del subtipo Cu ± Ag ± Co Ku-pferschiefer, el proceso de mineralización tiene un carácter singenético - diagenético - epigené-tico, desarrollado en más de un pulso (Bechtel et al., 2000; Michalik y Sawłowicz, 2001; Wedepohl y Rentzsch, 2006; Hitzman et al., 2010; Zientek et al., 2015). En ellos también puede aparecer mi-neralización epigenética vetítica de siderita con Co-Ni-(Cu, U), discordante con respecto a la mi-neralización principal. Las menas se formaron a baja temperatura, entre 50 0C y 130 0C. Asimis-mo, la buena correlación observada entre COT, S, Cu, Co, Ag sugiere la intervención de la reducción biogénica de sulfatos (Gouin et al., 2007). Esto último es también apoyado por numerosos resul-tados de análisis isotópico de S (valores entre -20 ‰ y - 50 ‰) y de C (Vaughan, et al, 1989; Hitzman, 2013).

Los depósitos del subtipo Cu en capas rojas son diagenético - epigenéticos y también de baja tem-peratura y se forman por la interacción de salmue-ras de cuenca con fluidos y rocas contenedoras de agentes reductores (Laznicka, 2010). De acuer-do con los resultados del análisis isotópico del S y de la microtermometría de inclusiones fluidas, los


minerales de mena en los depósitos del subtipo Revett fueron depositados por fluidos de modera-da salinidad (15 % - 20 % de NaCl equivalente) a temperaturas entre 180 0C y 50 0C (Boleneus et al., 2006). La mayor parte de la mineralización se acu-muló antes de que las rocas hospederas se litifi-casen completamente. Algunos sulfatos minerales presentes en las menas son producto de la oxida-ción ulterior de los sulfuros precipitados.

La ocurrencia de Co, Ag, Pb y Zn en algunos depósitos y su ausencia en otros, sugiere la presencia de procesos de mineralización exha-lativo - sedimentarios, en los que fluidos pro-fundos de cuenca, con más altas temperaturas, son trasladados a lo largo de las fallas situadas en los márgenes de la cuenca (o de las subcuen-cas) hasta los sitios de deposición de mena, don-de pueden sobreimprimir la mineralización ya existente o mezclarse con las salmueras ricas en Cu para, de este modo, generar depósitos cuprí-feros con otros elementos valiosos acompañan-tes. En este sentido, cabe señalar que el grado de vinculación de los depósitos con la actividad hi-drotermal –y magmática– varía desde clara hasta ausente (Walther y Borg, 2010).

En el caso de los depósitos del subtipo Cu - Co cooperbelt africano, en la actualidad se acepta un modelo genético más complejo, caracteriza-do por una primera etapa diagenética y una se-gunda etapa sinorogénica (Desouky et al., 2010; Haest & Muchez, 2011). La segunda etapa es re-presentada por una mineralización sinorogénica superpuesta, relacionada con un fluido minera-lizante clorurado de alta temperatura (270 0C a 385 0C) y elevada salinidad (35 % a 45 % de Na-Cl equivalente). Este provocó la albitización de las rocas máficas presentes a lo largo de las zo-nas de fracturas que sirvieron como vía de mi-gración (Desouky et al., 2012). Este proceso de mineralización sinorogénica removilizó el Cu y el Co depositados durante el evento singenético - diagenético - epigenético inicial y aportó nue-vas cantidades de ambos metales, procedentes de las rocas máficas y félsicas, fuente de metales durante las dos etapas de formación de los depó-sitos (Van Wilderode, et al., 2012).


Firma geoquímica. Cu, Ag, Pb, Zn en rocas hos-pederas de la mineralización, a veces acompaña-dos por anomalías más débiles de Mo, V, U, Co, Re y Ge. Puede haber también anomalías de Au, Hg y EGP. Suelos con altos contenidos de Cu. En algunos casos hay presencia de vegetación es-

pecífica adaptada a ellos. Anomalías litogeoquí-micas de Pb, Zn, As, Co, Ag y U a escala regional, asociadas a los horizontes portadores de minera-lización (Lyons, 2013). Es frecuente la presencia de secuencias silicolásticas negras metalíferas.

Firma geofísica. Anomalías radiométricas y de espectrometría gamma débiles en algunos depó-sitos.

Otras guías de exploración. Presencia de se-cuencias silicoclásticas negras metalíferas. Exis-tencia de zonas de hematitización regional y/o transición de capas rojas a otras unidades, carac-terizadas por un distintivo cambio de coloración (de rojo o púrpura a gris, verde o negro). Anoma-lías térmicas regionales determinadas a partir de datos aportados por la geoquímica orgánica. La unidad reducida inmediatamente suprayacente a las capas rojas es la de más posibilidades para la presencia de mineralización de alta ley, particu-larmente en las partes levantadas de la secuen-cia hospedera.

Comentario. El yacimiento Matahambre (Pinar del Río, Cuba) se considera un caso atípico del modelo general, pues no presenta una frontera redox. Ver la descripción y discusión de este de-pósito presentada en la memoria explicativa del mapa metalogénico de Cuba a escala 1:250 000 (páginas 78 a la 84).


Ley y tonelaje. Según Cox et al. (2007), para el modelo general (Cu ± Ag ± Co hospedado en se-dimentos), el 90 percentil corresponde a una ma-sa de mena de 570 mil toneladas, con 0,64 % de Cu. Para el 50 percentil es de 11 millones de to-neladas, con 1,7 % de Cu. Para el 10 percentil la masa de mena es de 220 millones de toneladas, con 4,4 % de Cu; 30 g/t de Ag y 0,2 % de Co.

Los subtipos Cu ± Ag ± Co Kupferschiefer y Cu - Co Cooperbelt africano (variante metamorfizada del primero) tienen el mismo modelo de ley - tonelaje (Cox et al., 2007). De este modo, en ambos, para el 90 percentil, la masa de mena asciende a 2,5 millones de toneladas, con 0,95 % de Cu. Para el 50 percentil, la masa de mena es de 33 millones de toneladas, con 2,3 % de Cu. Para el 10 percentil, la masa de mena es de 450 millones de toneladas, con 5,4 % de Cu; 0,3 % de Co y 28 g/t de Ag. Pa-ra los depósitos del subtipo Cu - Co tipo Cooper-belt africano específicamente, el contenido medio de Cu suele variar entre 1,36 % y 3,8 % de Cu, mientras que el de Co entre 0,15 % y 0,49 % de

Co (localmente puede alcanzar hasta 1 % de Co). En la parte occidental del depósito Lubin-Sieros-zowice, en el Kupferschiefer polaco, el contenido medio de Au se aproxima a 1,5 g/t, el de Pd a 0,3 g/t y el de Pt a 0,2 g/t (Hitzman, 2013).

Con respecto a los depósitos del subtipo Cu en capas rojas el 90 percentil corresponde a 43 mil toneladas de mena, con 0,58 % de Cu. Para el 50 percentil, la masa de mena asciende a 1,2 mi-llones de toneladas, con 1,7 % de Cu. Para el 10 percentil, la masa de mena es de 33 millones de t, con 4,8 % de Cu y 34 g/t de Ag (Cox et al., 2007).

En cuanto a los depósitos del subtipo Cu Revett, para el 90 percentil la masa de mena asciende a 690 mil toneladas, con 0,34 % de Cu. Para el 50 percentil la masa de mena es de 14 millones de toneladas, con 0,79 % de Cu y 31 g/t de Ag. Para el 10 percentil, la masa de mena es de 280 millo-nes de toneladas, con 1,8 % de Cu y 170 g/t de Ag (Cox et al., 2007).

Limitaciones económicas. El pequeño espesor del horizonte mineralizado hace que en muchos casos se requiera leyes más altas debido a que usualmente son objeto de minería subterránea. La naturaleza polimetálica de las menas, así co-mo su amplia extensión lateral, en cambio, los ha-ce más atractivos.

Importancia. Los depósitos cupríferos hospeda-dos en sedimentos constituyen la segunda fuente de Cu a escala mundial (23,4 % del Cu, según Singer, 1995), detrás de la familia de los depó-sitos porfíricos. Adicionalmente pueden aportar otros productos. En este sentido, el Distrito Mine-ral Lublin, por ejemplo, produce unas 0,6 tonela-das de Au y 0,15 toneladas anuales de Pd + Pt, recuperados durante el proceso de refinación del Cu (Laznicka, 2010). Los depósitos del subtipo Cu - Co Cooperbelt africano aportan cerca del 80 % del suministro mundial de Co (Laznicka, 2010).

Bibliografía

Bechtel, A., Y. N. Shieh, W. C. Elliott, S. Oszcze-palski, S. Hoernes, 2000. Mineralogy, crystallini-ty and stable isotopic composition of illitic clays within the Polish Zechstein basin: implications for the genesis of Kupferschiefer mineralization: Che-mical Geology, 163 (1-4): 189 - 205, doi: 10.1016/S0009-2541(99)00112-6.

Bechtel, A., A. M. Ghazi, W. C. Elliott, S. Oszcze-palski, 2001. The occurrences of the rare earth

elements and the platinum group elements in re-lation to base metal zoning in the vicinity of Ro-te Fäule in the Kupferschiefer of Poland: Applied Geochemistry, 16 (3): 375 - 386, doi: 10.1016/S0883-2927(00)00035-4.

Boleneus, D. E., L. M. Appelgate, J. H. Stewart, M. L. Zientek, 2006. Stratabound Copper-Silver De-posits of the Mesoproterozoic Revett Formation, Montana and Idaho. USGS Scientific Investiga-tions Report 2005–5231, 60 págs. Available on-line at:http://pubs.usgs.gov/sir/2005/5231/

Cox D. P., D. A. Lindsey, D. A. Singer, B. C. Mo-ring, M. F. Diggle, 2007. Sediment-Hosted Copper Deposits of the World. Deposit Models and Data-base. Open-File Report 03-107. Versión 1.3. Dis-ponible online en http.//pubs.usgs.gov/of/2003/of03-107/

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-ce Reviews 100 (2010) 1 - 420. Elsevier B.V. doi. 10.1016/ j.earscirev.2009.10.011. Journal homepa-ge. www.elsevier.com/locate/earscirev

El Desouky, H. A., Ph. Muchez, A. Boyce, J. Sch-neider, J. L. H. Cailteux, S. Dewaele, A. Von Qua-dt, 2010. Genesis of sediment-hosted stratiform copper-cobalt mineralization at Luiswishi and Ka-moto, Katanga Copperbelt (DRC). Mineralium De-posita, 45: 735 - 763.

El Desouky H. A., D. Banks, F. De Clercq, S. Dewaele, S. J. L. H. Cailteux, Ph. Muchez, 2012. Origin of high‐salinity syn‐orogenic Cu‐Co mi-neralizing fluids in the Katanga Copperbelt, De-mocratic Republic of Congo. 4TH International Geologica Belgica Meeting 2012. Moving plates and melting icecaps. Processes and forcing fac-tors in geology.

Gouin, J., T. Augé, L. Bailly, P. D’Hugues, J. R. Disnar, D. Keravis, 2007. Organic and mineral characteristics of Kupferschiefer ore from Lu-bin mine (Poland): implications for bioleaching of the ore. Mineral Exploration and Reseach: Dig-ging Deeper, Dublin, Germany. SGA, 4 págs. <in-su-00154955>

Haest, M. & Ph. Muchez, 2011. Stratiform and vein-type deposits in the Pan-African orogen in Central and Southern Africa: evidence for multi-phase mineralisation. Geologica Belgica, 14 (1-2): 23-44.


Hitzman, M. W., D. Selley, S. Bull, 2010, Forma-tion of Sedimentary Rock-Hosted Stratiform Co-pper Deposits through Earth History: Economic Geology, 105 (3): 627 - 639, doi: 10.2113/gsecon-geo.105.3.627

Hitzman, M. W., 2013. Kupferschiefer (Central Eu-rope) Sedimentary-rock Hosted Stratiform Co-pper Deposits. Presentación PPT SGA Workshop Kitwe, Zambia June 2013.Disponible en ftp://ftp.noc.soton.ac.uk/.../SGA%20Hitzman%20Ku

Kotarba, M. J., T. M. Peryt, P. Kosakowski, D. Wie-claw, 2006, Organic geochemistry, depositional history and hydrocarbon generation modelling of the Upper Permian Kupferschiefer and Zechstein Limestone strata in south–west Poland: Marine and Petroleum Geology, 23 (3): 371 - 386, doi: 10.1016/j.marpetgeo.2005.10.003.

Kucha, H., W. Przybyłowicz, 1999. Noble Metals in Organic Matter and Clay-Organic Matrices, Ku-pferschiefer, Poland: Economic Geology, 94: 1137 - 1162.

Kozub, G. A., B. Budzyn, 2013. Low-temperatu-re metasomatic processes recorded by CuS-Cu-5FeS4-CuFeS2 phases –example from Cu-Ag Kupferschiefer deposit (SW Poland). XXth An-niversary Meeting of the Petrology Group of the Mineralogical Society of Poland. Abstracts and field trips guide. Niemcza, Poland, 17-20 October 2013.Mineralogia – Special papers, 41: 52. www.Mineralogia.pl

Large, D.J., Z. Sawłowicz, J. Spratt, 1999. A cobal-tite-framboidal pyrite association from the Kupfer-schiefer: possible implications for trace element behaviour during the earliest stages of diagene-sis: Mineralogical Magazine, 63 (3): 353 - 361


Lefebure, D. V., D. J. Alldrick, 1996. Sediment-hos-ted Cu ± Ag ± Co; En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, Lefebure, D. V., T. Höy Editors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources, págs. 13-16

Lyons, B. E., 2013. Composition and fabric of the Kupferschiefer, Sangerhausen basin, Germany, and a comparison to the Kupferschiefer in the Lu-

bin mining district, Poland. Thesis for the Degree of Master of Science, Colorado State University. Fort Collins, Colorado.

Michalik, M., Z. Sawłowicz, 2001. Multi-stage and long-term origin of the Kupferschiefer copper de-posits in Poland. En Piestrzy‎ski A. et al. ed., Mineral Deposits at the Beginning of the 21st Century, Swets & Zeitlinger Publishers Lisse, págs. 235 - 238.

Pašava, J., S. Oszczepalski, A. Du, 2010. Re–Os age of non-mineralized black shale from the Kup-ferschiefer, Poland, and implications for metal en-richment: Mineralium Deposita, 45 (2): 189 -199, doi: 10.1007/s00126-009-0269-8.

Piestrzynski, A., J. Pieczonka, A. Gluszek, 2002. Redbed-type gold mineralisation, Kupferschiefer, south-west Poland. Mineralium Deposita 37: 512-528.

Sawłowicz, Z., 2013. REE and their relevance to the development of the Kupferschiefer copper de-posit in Poland: Ore Geology Reviews, 55:176-186.doi: 10.1016/j.oregeorev.2013.06.006

Singer, D. A., 1995. World class base and pre-cious metal deposits. A quantitative analysis. Eco-nomic Geology, 90: 88 - 104.

Van Wilderode, J., H. A. El Desouky, Ph. Mu-chez, M. A. Elburg, F. Vanhaecke, 2012. Origin of metals in the stratiform Cu-Co deposits of the Central African Copperbelt: a Sr and Nd isotope approach.4TH International Geologica Belgica Meeting 2012. Moving plates and melting icecaps. Processes and forcing factors in geology.

Vaughan, D. J., M. Sweeney, F. R. Diedel, C. Ha-ranczyk, 1989. The Kupferschiefer: An Overview with an Appraisal of the Different Types of Minera-lization. Economic Geology, 84: 1003 – 1027.

Walther, S., G. Borg, 2010. Special Aspects of Kupferschiefer Mineralization in Germany Com-pared to Common Black Shale Mineralization, in GeoDarmstadt 2010, págs. 586 -587

Wedepohl, K. H., J. Rentzsch, 2006. The compo-sition of brines in the early diagenetic minerali-zation of the Permian Kupferschiefer in Germany: Contributions to Mineralogy and Petrology, 152 (3): 323 - 333, doi: 10.1007/s00410-006-0105-4.

Zientek, M. L., S. Oszczepalski, H. L. Parks, J. D. Bliss, G. Borg, S. E. Box, P. D. Denning, T. S. Ha-

yes, V. Spieth, C. D. Taylor, 2015, Assessment of undiscovered copper resources associated with the Permian Kupferschiefer, Southern Permian Basin, Europe: U.S. Geological Survey Scientific Investigations Report 2010–5090–U, 94 págs. ht-tp://dx.doi.org/10.3133/sir20105090U. ISSN 2328-0328 (online).


Lutitas Negras Polimetálicas

Identificación

Sinónimos. Sedimentos hospederos de Ni - Mo - EGP. Ni - Zn - EGP estratiforme

Subtipos de depósitos. Dentro de este modelo se reconocen tres subtipos principales. 1) Lutitas negras ricas en Ni - Mo - V - U - EGP ± Au. 2) Lu-titas negras ricas en Zn- Pb - Ag - Cu ± EGP y 3) Lutitas negras ricas en Cu - Zn - Ni - Co ± EGP

Productos. Ni, Mo, V, U, Cu, Zn, Co.

Subproductos. Au, EGP ± Y, Sc, Re, Se, ETR. A veces son ricas en P.

Tipos de depósitos asociados. Zn-Pb-Ag Ex-halativo - sedimentario, Au orogénico en pizarras negras. Fosforita estratiforme. Barita estratiforme.

Ejemplos mundiales. Nick (Yukón, Canadá), Zunyi y Huangjiawan (China), Alum Shale (Sue-cia), Mecca Quarry Shale (Indiana, Illinois y Kentucky, USA), Bazhenov (Siberia Occidental, Rusia), Outokumpu y Talvivaara (Finlandia).



Ambiente geodinámico. Secuencias sedimen-tarias de margen continental, cuencas de rift e intracratónicas, generalmente confinadas a cuen-cas restringidas y depresiones delimitadas tectó-nicamente, con presencia o no de magmatismo asociado.

Ambiente deposicional. Secuencias clásticas sedimentarias portadoras de lutitas negras, acu-muladas en cuencas anóxicas. La presencia de fragmentos de rocas y fósiles, así como de plie-gues locales indica la formación del depósito en un ambiente de sedimentos blandos. Las lutitas negras metalíferas pueden encontrarse en (Laz-nicka, 2010): un ciclostema de carbón (Miembro Mecca Quarry Shale); una secuencia monótona epicontinental (Pierre Shale); dentro de un delta de areniscas rojas, como una facies sedimentaria reducida dentro de ella (Chattanooga Shale); un horizonte cercano a la base de la secuencia se-dimentaria, o sea, próximo al basamento (Alum Shale). El conjunto de metales concentrados en las lutitas negras varía considerablemente, sin embargo, por regla general, las lutitas no cálcicas concentran Mo, V y U, (subtipo 1) en tanto las cál-

rica en níquel), wurtzita, esfalerita, polydymita, gersdorfita, violarita, millerita, silvanita, pentlandi-ta, tenantita. A veces aparece barita. Raros: Oro nativo, uraninita, arsenopirita, calcopirita, cove-lina, claustalita y otros minerales portadores de As, Sb, Se, EGP y Re. (Kucha, 1982; Fan 1983; Grauch et al., 1991; Kao et al., 2001; Orberger et al., 2007; Pašava et al., 2013).

Los metales se presentan absorbidos (dispersa-dos) en la materia orgánica, incorporados en la pirita y formando minerales propios de tamaño microscópico o macroscópico (micro-concrecio-nes, metacristales, cementaciones, venillas en microfracturas). El Co y el Ni se concentran en la pirita. De igual manera, la pirita, millerita y ger-sdorffita pueden contener altas concentraciones de EGP (Pašava et al., 2013)

Mineralogía de ganga. Sílice amorfa, silicita, carbonatos, sedimentos fosfatados, materia or-gánica carbonosa y bitumen. Donde abunda el P puede aparecer apatito. Para el subtipo 1, la gan-ga es puramente silicoclástica, con muy escaso contenido de carbonato (alrededor del 5 %). Para el subtipo 2 la ganga es cálcica, con relativamen-te abundante presencia de minerales carbonata-dos (calcita, dolomita, etc.). Para el subtipo 3 la ganga puede ser cálcica o no cálcica.

Texturas y estructuras. Textura masiva, semi-masiva, nodular, esferoidal, framboidal y de se-gregación en una matriz de grano fino compuesta por sulfuros, materia orgánica y fosforita o silicita carbonosa fosfatizada nodular. La mineralización puede ser bandeada rítmicamente, con estruc-tura laminar. La textura nodular en los depósitos chinos es representada por esférulas de sulfuros cubiertas por una finísima capa de materia orgá-nica de 1μm a 10 μm de espesor. En Nick (Yukón) se presentan abundantes plantas fósiles. En las menas chinas se presentan abundantes microfó-siles, principalmente cianobacterias.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación y car-bonatización, principalmente en el flanco yacen-te. La silicificación puede encontrarse en forma de stockwork. La carbonatización puede presen-tarse en forma de nódulos de hasta 1,5 metros de diámetro, como ocurre en el flanco yacente del depósito Nick, en Yukón (Lefebure y Coveney, 1995). Pueden aparecer vetillas de bitumen den-tro de zonas silicificadas.

Controles de mena. La distribución de los depó-sitos es el resultado del control ejercido por las cuencas restringidas bajo un régimen físico - quí-

cicas concentran preferencialmente Zn, Pb, Ag y Cu (subtipo 2). Cuando las lutitas contactan con rocas ultramáficas y máficas, concentran Cu, Zn, Ni, Cr, Co, Au y Ag (subtipo 3).

Rocas hospederas y asociadas. Las lutitas ne-gras son las rocas hospederas, que pueden apa-recer asociadas con caliza dolomítica, calizas, lutitas calcáreas, lutita silícea, dolomita, silicita arcillosa y tobas. En la secuencia sedimentaria, ellas se encuentran frecuentemente asociadas con horizontes de fosforitas y rocas fosfatadas. Cuando está presente el metamorfismo, estas li-tologías se transforman en pizarras y esquistos.

Edad de la mineralización. Posterior al Arquea-no. Alcanza su máxima abundancia en el Paleo-zoico.

Forma del depósito. Están formados por capas estratiformes concordantes de espesor muy va-riado, que van desde los 0,05 m a 0,15 m has-ta espesores mayores de 2 m, si bien pueden alcanzar los 21 m o más de espesor. Estos de-pósitos abarcan áreas usualmente mayores de 1 km2. Los depósitos pueden formar grupos de depósitos y zonas mineralizadas extendidas por decenas de kilómetros. Las menas suelen ser la-minares o finamente bandeadas; dentro de ellas pueden aparecer brechas, clastos y nódulos es-feroidales de pirita, materia orgánica y fosforita.

Las lutitas negras metalíferas se encuentran alta-mente enriquecidas en uno o más metales traza, siempre en forma de mineralización diseminada. Este enriquecimiento puede sobrepasar los um-brales económicos (valores de contenido mínimo industrial o “cut off”), pudiéndose convertir la lu-tita en cuestión en una mena extraíble en condi-ciones económicas. En tales casos, el contorno de los cuerpos minerales y del depósito en gene-ral viene determinado por la composición química (distribución espacial de las leyes de componen-tes útiles), pues sus límites no pueden ser distin-guidos en condiciones de campo a causa de la naturaleza diseminada y microscópica de la mi-neralización.

Zonación del depósito. Pueden presentar zo-nación lateral y/o vertical, que refleja variacio-nes espaciales del potencial redox, A su vez, esto condiciona la acumulación preferencial de unos u otros metales.

Mineralogía de mena. Principales: pirita, vae-sita (NiS2), marcasita. Subordinados: jordisita (MoS2), molibdenita, bravoita (variedad de pirita

mico anóxico. Los depósitos conocidos suelen encontrarse cerca del contacto basal de las uni-dades litológicas o litoestratigráficas principales dentro de las cuales se encuentran. Las discor-dancias subyacentes y las principales fallas de la cuenca son posibles factores controladores de la mineralización. Rasgos del ambiente deposicio-nal como la productividad orgánica, el ritmo de sedimentación y la disponibilidad de oxígeno son importantes factores controladores de la forma-ción de lutitas negras.

Modelo genético. La preservación de la materia orgánica en los sedimentos requiere la presencia de condiciones anóxicas o euxínicas. Para que las cuencas (marinas o lacustres) tengan esta ca-racterística, resulta necesaria la presencia de una columna de agua estratificada, que solo puede desarrollarse por debajo del nivel base del olea-je. Por ello es usual que la estratificación de las aguas se desarrolle por debajo de los 50 m de profundidad. Las causas de la estratificación de las aguas en una cuenca dada son diversas; en-tre ellas se destacan la circulación restringida de las aguas y el carácter cerrado de la cuenca. En otros casos, la estratificación de las aguas es ge-nerada por los agentes causales de los eventos anóxicos mundiales (Schlanger y Jenkyns, 1976; Jones y Jenkyns, 2001; Jenkyns 2010), a su vez vinculados con los eventos de “casa caliente” (“hothouse” en inglés, denominación con la que se conoce a los eventos climáticos de fuerte ca-lentamiento global).

Las lutitas negras, particularmente las metalífe-ras, también requieren para su formación de un ritmo lento de sedimentación, pues ritmos rápi-dos favorecen la dilución de la materia orgánica y de los metales precipitados en el cuerpo de la se-cuencia sedimentaria. Adicionalmente, la presen-cia del H2S prácticamente elimina la presencia de macro-organismos, favoreciendo, en cambio, la vida de microorganismos como las bacterias sul-fato-reductoras. Esta es la causa por la cual las ro-cas sedimentarias formadas en estos ambientes deficitarios en O2 libre (o carentes de él) pueden ser identificadas por la ausencia de macrofósiles y rastros fósiles, además de por su composición y contenido de carbono orgánico.

Varios modelos de formación han sido sugeridos para explicar la presencia de EGP en ausencia de rocas ultramáficas, los que giran alrededor de la deposición singenética de los metales des-cargados por surtidores hidrotermales en los sedimentos blandos del lecho submarino o inme-diatamente por debajo del mismo. La presencia


de tubos de surtidores silíceos y de silicitas en las capas infrayacentes del depósito Nick sugie-re una fuente hidrotermal para los metales. (Lott et al., 1999; Steiner et al., 2001; Orberger et al., 2003; Pašava et al., 2004; Emsbo et al., 2005; Jiang et al., 2006 y 2009; Kříbek et al., 2007; Pi et al., 2013). Algunos de estos modelos genéticos incluyen también la participación de otras fuen-tes de metales. También los metales pueden ser aportados por aguas de capa, con temperaturas que varían entre 65 0C y 187 0C. Esto se eviden-cia en las inclusiones fluidas primarias y secun-darias, con salmueras de salinidad muy variable, desde 0,7 % hasta 21,6 % equivalente en peso de NaCl (Coveney et al, 1987). Estas diferencias se atribuyen a la participación de fluidos de di-ferente procedencia en el proceso de formación de mena. Las determinaciones cuantitativas del contenido de EGP y Au en bitúmenes y mate-ria orgánica realizadas en diferentes depósitos del mundo, tales como Kupferschiefer (Polonia), Boss (Nevada, USA), Sukhoy Log y lutitas negras de la anomalía magnética de Kursk (Rusia) y Co-ronation Hill (Australia) indican que estos metales nobles pueden ser también transportados en am-bientes reductores por compuestos orgánicos hi-drocarburados (Kucha, 1982; Carville et al., 1990; Rudashevsky et al., 1995; Pieczonka y Piestrzy-nski, 1997; Distler et al., 1998). Los EPG en estos depósitos pueden ser distribuidos de forma dife-renciada. Así, el Pd puede acumularse preferen-cialmente en la fase Mo - S - C, junto con otros elementos biófilos, en tanto el Pt y otros elemen-tos menos biófilos se concentran preferentemen-te en la pirita y los sulfuros de Ni (Pašava et al., 2013).

Las lutitas negras en estos depósitos son de-ficientes en Fe reactivo y otros compuestos ca-paces de fijar el S, por lo que el exceso de H2S generado escapa hacia la columna de agua su-prayacente y refuerza la anoxia en ella. La fija-ción singenética del Mo puede ocurrir en el tope de las aguas anóxicas del fondo o en la interfase entre fluidos intersticiales anóxicos y la columna de agua sobreyacente. El mecanismo de depo-sición del Mo puede, de este modo, ser análogo al del Mn sedimentario (difusión del Mn desde el fondo euxínico hacia arriba, dentro de las aguas oxigenadas sobreyacentes), para formar un anillo hacia el borde de la cuenca como resultado de la baja solubilidad del Mo en la zona óxica. Por otro lado, el V, Mo y U pueden acumularse a la vez en presencia de condiciones moderadamen-te ácidas y relativamente oxidizadas (Coveney et al, 1987).

En el caso del V, la cantidad de metal presente en lutitas se incrementa en presencia de aguas anóxicas por la reducción de vanadato a vanadil, que tiene una tendencia mucho mayor a ser ab-sorbido. Los agentes capaces de reducir vanada-tos son los compuestos orgánicos disueltos y el H2S, así como los constituyentes orgánicos pre-sentes sobre la superficie de las partículas mi-nerales. La acumulación de sedimentos finos en condiciones euxínicas, con presencia de H2S, es el único medioambiente natural donde se cono-ce que tiene lugar la reducción de V (IV) a V (III), un estado de oxidación que favorece la incorpora-ción del vanadio dentro de las arcillas minerales (Brelh et al, 1991). Estas arcillas pueden retener el vanadio durante el metamorfismo, lo que da lu-gar a las micas vanadíferas presentes en esquis-tos grafíticos.

Las posibles fuentes de metales son varias: ro-cas geoquímicamente contrastantes en las in-mediaciones de la secuencia lutítica (rocas ultramáficas, por ejemplo), secuencias de cuen-ca lixiviadas, materia orgánica descompuesta, absorción de iones metálicos del agua marina, fluidos hidrotermales de procedencia magmáti-ca y material aportado por volcanismo distal. Los metales pueden entrar en el sitio de deposición durante la sedimentación, la diagénesis y/o des-pués de la litificación. Por su parte, el S es su-ministrado por reducción bacteriana de sulfatos marinos, aunque puede llegar en forma de sulfa-to desde aguas de capa, o proceder de fuentes magmáticas distales.

El origen de capas de alta ley y muy pequeño es-pesor (de 0,1 m a 0,2 m) en este tipo de depósito se atribuye a la redistribución interna de los meta-les durante la diagénesis, que da como resultado la formación de finos horizontes de alta ley a cos-ta del empobrecimiento de un volumen de lutitas encajantes situadas por debajo y/o por encima de él. Otra variedad de pequeños depósitos se for-ma en la vecindad de los focos de descarga de fluidos como resultado del abastecimiento de me-tales por un fluido hidrotermal, en lo que pudiera ser considerado una variedad, a pequeña escala, de la mineralización tipo SEDEX.


Firma geoquímica. Concentraciones elevadas de Ni, Mo, Au, Ag, Sc, EGP, C, P, U, Ba, Zn, Re, In, Se, As, V, Sb en muestras de rocas y de flujo de dispersión. Para la identificación geoquímica de las lutitas negras metalíferas pueden emplearse los patrones de referencia mostrados en la tabla 2

(páginas 199 y 200), aplicando cualquiera de las definiciones recogidas en la literatura especiali-zada. Los valores promedio regionales para las lutitas negras del miembro Mecca Quarry Shale y sus equivalentes estratigráficos en varios estados del Medio Oeste son: 500 ppm de Mo, 1540 ppm de Zn, 1380 ppm de V y 90 ppm de U. En indiana e Illinois contienen 490 ppm - 780 ppm de Cr, 100 ppm - 360 ppm de Mn, 370 ppm - 530 ppm de Ni, 90 ppm - 150 ppm de Ga, 49 ppm - 69 ppm de ETR (menos Ce) y 29 ppm - 42 ppm de Ce (Co-veney et al., 1987).

Firma geofísica. Los métodos electromagnéti-cos pueden detectar la presencia de horizontes piríticos dentro de la secuencia sedimentaria.

Otras guías de exploración. Presencia de lutitas negras en subcuencas dentro de cuencas sedi-mentarias. Presencia de sedimentos ricos en si-licitas o en fosfatos asociados con un horizonte pirítico. Presencia de capas piríticas estériles de 5 mm a 1,5 cm de espesor, en ocasiones geoquí-micamente anómalas, ubicadas por lo general a decenas de metros por encima del horizonte mi-neralizado (Lefebure y Coveney, 1995).


Ley y tonelaje. Los depósitos estratiformes muestran un rango de tamaño y espesor muy am-plio, y pueden llegar a contener hasta más de mil millones de toneladas de mena, con una ley com-binada de Ni, Mo, V, Cu, Zn y U que varía entre 0,01 % y más de 4 %. A esto puede añadirse un significativo contenido de Co, Au y Ag, de metales raros (Re, In, Se y otros) y de EGP. Ejemplo de grandes depósitos son:

Alum Shale. Esta unidad completa, de la cual so-lo el depósito Ranstad ha sido minado, almacena 8200 millones de toneladas de material minerali-zado, con un contenido medio de 213 ppm de U; 680 ppm de V; 270 ppm de Mo y 1,4 ppm de Ag. Su área total de 500 km2, alberga alrededor de 300 mil toneladas de U (Laznicka, 2010).

Formación Bazhenov. Situada a 2 km - 3 km de profundidad, contiene 104 ppm de U en un es-pesor promedio superior a los 15 m, 285 ppm de Mo en un espesor de 6 m, 1015 ppm de V en un espesor de 6 m y 1188 ppm de Zn en un espesor promedio de 21 m. Los recursos de U (metal) de toda esta formación son del orden de los 6 mil millones de t, lo que representa más que todo el U disuelto en el océano mundial (Laznicka 2010).

Huangjiawan, en China (Mao et al., 2002) contie-ne 240 mil t de Mo metálico, con una ley de 5,5 % de Mo y 150 mil toneladas de Ni, con una ley del 3,5 %. El mismo también contiene 1,59 % de As, 0,27 % de Se, 141 ppm de U, 0,2 g/t de Pt y 0,29 g/t de Au.

El depósito Nick (Canadá) presenta 5,3 % de Ni, 0,73 % de Zn, más de 61 ppm de Re. 0,77 ppm de EGP + Au (Hulbert et al., 1992).

El miembro Mecca Quarry Shale contiene cerca de 100 millones de toneladas de Mo, 100millones de toneladas de Zn, 100 millones de toneladas de V y 10 millones de toneladas de U, en una ma-sa total de 100 000 millones toneladas de lutitas, distribuidas en un área de 400 000 km2 (Coveney et al., 1987).

Dado que el contenido mínimo industrial (cut off) disminuye continuamente (al menos bajo condi-ciones favorables de precios), cierto número de sectores dentro de las secuencias conocidas de lutitas negras metalíferas podrían alcanzar en un futuro el estatus de menas económicas. En tales casos, habría tres factores muy influyentes en su viabilidad económica. 1) Posibilidad de reducir al mínimo los desechos (consumo máximo de to-do el material extraído). 2) Posibilidad de extraer varios componentes útiles del material minado, pues aunque estas son menas de baja ley, la acu-mulación del valor añadido por la obtención de varios productos generaría un alto valor por tone-lada de mena y 3) Impacto medioambiental de las operaciones mineras.

Limitaciones económicas. Radican fundamen-talmente en el pequeño espesor de la capa mine-ralizada y los bajos contenidos de componentes útiles. También es limitante el impacto ambiental de la minería en grandes áreas. Otra limitante puede ser la profundidad de yacencia del hori-zonte mineralizado.

Importancia. Su aporte al abastecimiento mun-dial de metales, es actualmente muy pequeño. Sin embargo, los depósitos de este tipo albergan una enorme cantidad de potenciales menas con relativamente altos contenidos de Ni, Mo, Zn, Cu, EGP y otros metales acompañantes.

Bibliografía

Brelh, G. N., R. B. Wanty, M. L. Tuttle, 1991. Geo-chemical Control on the Abundance of Vanadium in Black Shales and Other Carbonaceous Rock. En Metalliferous Black shales and related ore de-


posits. Proceedings, 1989 United States Working Meeting, International Geological Correlation Pro-gram Project 254. R. I. Grauch y H. L.O. Huyck, Eds. U.S. Geological Survey Circular 1058: 6 – 8.

Carville, D. P., J. F. Leckie, C. F. Moorhead, J. G. Rayner, A. A. Durbin, 1990. Coronation Hill Gold–Platinum–Palladium deposit. En: F. E. Hughes (Ed) Geology of the Mineral Deposits of Australia and Papua New Guinea. The Australian Institute of Mining and Metallurgy, Melbourne Monographs 14, v1, págs. 759 - 762.

Coveney Jr., R. M, J. S. Leventhal, M. D. Glascock, J. R. Hatch, 1987. Origins of Metals and Organic Matter in the Mecca Quarry Shale Member and Stratigrafically Equivalent bed Across the Mid-west. Economic Geology, 82: 915 – 933.

Distler, VV., G. L. Mitrofanov, V. K. Nemerov, V. A. Kovalenker, A. V. Mokhov, L. K. Semeikina, M. A. Yudovskaya, 1998. The platinum mineralization of the Sukhoy Log gold deposit (Russia). En: N. P. Laverov, W. Distler (Eds) International Plati-num. Theophrastus Publications, St. Petersburg–Athens, págs. 178 - 193.

Emsbo, P., X. Zhang, A. H. Hofstra, R. Hu, C. A. Johnson, W. Su, D. Pi, A. Koenig, R. I. Grauch R., 2005. Lower Cambrian metallogenesis of south China: interplay between diverse basinal hydro-thermal fluids and marine chemistry. En: J. Mao (Ed) Mineral Deposits Research: Meeting the Global Challenge. Proceedings of the 8th Bien-nial SGA Meeting, Beijing, Vol. 1, págs 115 - 118.Springer, Heidelberg.

Fan, D., 1983. Polyelements in the Lower Cam-brian black shale series in southern China. En: Augustithis S. S. (Ed) The Significance of Tra-ce Metals in Solving Petrogenetic Problems and Controversies. Theophrastus Publications S. A., Athens, págs. 447- 474.

Grauch, R. I., J. B. Murowchick, R. M. Coveney Jr, N. Chen, 1991. Extreme concentration of Mo, Ni, PGE and Au in anoxic marine basins, China and Canada. En: M. Pagel, J. L. Leroy. (Eds). Source, Transport and Deposition of Metals. Balkema, Ro-tterdam, págs. 531 - 534.

Hulbert, L. J., D. C. Grégoire, D. Paktunc, R. C. Carne, 1992. Sedimentary nickel, zinc and plati-num-group elements mineralization in Devonian black shales at the Nick property, Yukon, Canada. A new deposit type. Exploration Mining Geology, 1: 39 - 62.

Jenkyns, H. C. 2010. Geochemistry of ocea-nic anoxic events. Geochemistry, Geophysics, Geosystems Journal, Online ISSN: 1525-2027, doi: 10.1029/2009GC002788.

Jiang, S. Y., Y. Q. Chen, H. F. Ling, J. H. Yang, H. Z. Feng, P. Ni, 2006. Trace- and rare-earth element geochemistry and Pb–Pb dating of black shales and intercalated Ni–Mo– PGE–Au sulfide ores in Lower Cambrian strata, Yangtze Platform, South China. Mineralium Deposita, 41: 453 - 467.

Jiang, S. Y., D. H. Pi, C. Heubeck, I. H.Frimme, Y. P. Liu, H. L. Deng, H. F. Ling, J. H. Yang, 2009. Early Cambrian ocean anoxia in South China. Nature, 459: E5 - E6

Jones, Ch. y H. Jenkyns, 2001. Seawater stron-tium isotopes, oceanic anoxic events, and se-afloor hydrothermal activity in the Jurassic and Cretaceous. American Journal of Science, 301: 112 - 149.

Kao, L. S., D. R. Peacor, R. M. Coveney Jr, G. Zhao, K. E. Dungey, M. D. Curtis, J. E. Penner-Hahn, 2001. A C/MoS2 mixed layer phase (MoSC) occu-rring in metalliferous black shales from southern China, and new data on jordisite. American Mine-ralogy 86: 852 - 861.

K‎íbek, B., I. Sýkorová, J. Pašava, V. Machovi‎, 2007. Organic geochemistry and petrography of barren and Mo–Ni–PGE mineralized marine black shales of the Lower Cambrian Niutitang Forma-tion (south China). International Journal Coal Geology 72: 240 - 256.

Kucha, H., 1982. Platinum-group metals in the Ze-chstein copper deposits, Poland. Economic Geo-logy, 77: 1587 - 1591.

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010. 961 págs. ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.Lefebure, D. V., R. M. Coveney Jr., 1995. Sha-le-hosted Ni-Zn-Mo-PGE; in Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 1, Lefebure D. V. and G. E. Ray, Editors, British Co-lumbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 45 - 47.

Lott, D. A., R. M. Coveney Jr, J. B. Murowchick, R. I. Grauch, 1999. Sedimentary exhalative nickel–molybdenum ores in south China. Economic Geo-logy 94: 1051 - 1066.

Mao, Jingwen, B. Lehman, Andao Du, et al., 2002. Re-Os dating of polymetallic Ni-Mo-PGE-Au mi-neralization in Lower Cambrian black shales of South China and its geologic significance. Econo-mic Geology, 97: 1051 - 1061.

Orberger, B., J. Pašava, J. P. Gallien, L. Daudin, D. Pinti, 2003. Biogenic and abiogenic hydrother-mal sulfides: controls of rare metal distribution in black shales. Journal Geochemistry Exploration, 78 - 79: 559 - 563.

Orberger, B., A. Vymazalová, C. Wagner, M. Fia-lin, J. Gallien, R. Wirth, J. Pašava, G. Montagnac, 2007. Biogenic origin of intergrown Mo-sulphide- and carbonaceous matter in Lower Cambrian black shales (Zunyi Formation, Southern China). Chem. Geol., 238: 213 - 231.

Pašava, J., B. K‎íbek, K.Žák, A. Vymazalová, D. Hailing, L. Taiyi, L. Chaoyang, Z. Mingguo, 2004. New data on the origin of Lower Cambrian Mo–Ni–PGE black shales in Guizhou Province, south China. Abstracts of the 32ndInternational Geo-logical Congress; 20–28 August 2004, Florence, part 2, págs. 878 (A-198-15) - CD-ROM.

Pašava, J., F. Zaccarini, Th. Aiglsperger, A. Vy-mazalová, 2013. Platinum-group elements (PGE) and their principal carriers in metal-rich black shales: an overview with a new data from Mo–Ni–PGE black shales (Zunyi region, Guizhou Provin-ce, south China). Journal of Geosciences, 58: 209 - 216. DOI: 10.3190/jgeosci.147.

Pi, D. H., C. Q Liu, G. A. Shields-Zhou, S. Y. Jiang, 2013. Trace and rare earth element geochemistry of black shale and kerogen in the early Cambrian Niutitang Formation in Guizhou province, South China: constraints for redox environments and ori-gin of metal enrichments. Precambrian Research, 225: 218 - 229.

Pieczonka, J., A. Piestrzynski, 1997. New minerals from the red bed type precious metal deposit of the Lubin - Sieroszowice mining district, SW Po-land. En: J. Mao, F. P. Bierlin (Eds) Mineral De-posits Research: Meeting the Global Challenge. Proceedings of the 8thBiennial SGA Meeting, Bei-jing, Vol. 2, págs. 1041 - 1044.Springer, Heidel-berg.

Rudashevsky, N. S., W. Knauf, N. M. Chernyshov, 1995. Platinum group minerals from black shales of the Kursk magnetic anomaly. Dokl Akad Nauk, 344: 91 - 95 (en idioma ruso).

Schlanger, S. O. y H. C. Jenkyns, 1976. Cretaceus oceanic anoxic events: causes and consecuen-ces. Geologie en Mijnbouw, 55 (3 - 4): 179 - 184.

Steiner, M., E. Wallis, B. D. Erdtmann, Y. L. Zhao, R. D. Yang, 2001. Submarine–hydrothermal exha-lative ore layers in black shales from South China and associated fossils: insights into a Lower Cam-brian facies and bio-evolution. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 169: 165 -191.

Van de Schootbrugge, B., J. M. McArthur, T. R. Bailey, Y. Rosenthal, J. D. Wright y K. G. Miller, 2005. Toarcian oceanic anoxic event: An assess-ment of global causes using belemnite C isotope records, Paleoceanography, 20, PA3008 (10 pági-nas) doi: 10.1029/2004PA001102.


Barita Estratiforme

Identificación

Sinónimos. Barita hospedada en sedimentos. Barita en capas. Barita singenético – diagenética. Barita sindeposicional. Barita tipo margen conti-nental. Barita tipo rift cratónico. F - Ba hospedado en carbonatos.

Subtipos de depósitos. Barita estratiforme hos-pedada en carbonatos.

Productos. Ba.

Subproductos. Posibles Zn, Pb, Ag y Au cuan-do el depósito está asociado con mineralización SEDEX.

Tipos de depósitos asociados. Pb - Zn - Ag ex-halativo - sedimentario. MVT. Depósitos de Mn sedimentario. Depósitos de barita en vetas. En al-gunas cuencas los depósitos de barita estratifor-me pueden estar estratigráficamente asociados con lutitas negras enriquecidas en fosforita y/o posiblemente aparecer asociados con depósitos de Ni - Mo - EPG en lutitas negras.

Ejemplos mundiales. Walton (Nova Scotia, Canadá), Fancy Hill (Alaska, USA), Mountain Springs, Greystone (Nevada, USA), Jixi y Liulin (China), Fig Tree y Mabiligwe (Sudáfrica), Aber-feldy (Escocia, Gran Bretaña). Hospedados en carbonatos: Illinois - Kentucky (USA.), Magobar (Irlanda).

Ejemplos cubanos. Santa Gertrudis, El Indio (Pinar del Río).


Ambiente geodinámico. Cuenca marina intra-cratónica o margen continental controladas por fallas, semigrabens de segundo o tercer orden y cuencas periféricas de antepaís.

Ambiente deposicional. Desde cuencas ma-rinas profundas con sedimentación lenta hasta plataformas de aguas someras. Las rocas ricas en barita se depositan normalmente en el lecho marino, en secuencias silicoclásticas y turbidi-tas. Pueden aparecer también en forma de flujos detríticos, resultantes de la erosión de depósitos preexistentes (Clark y Orris, 1991). Es frecuente su transición lateral con depósitos SEDEX dentro de secuencia de lutitas negras y/o con silicitas o formaciones de Fe silicito - hematíticas, sílice y

sedimentos enriquecidos en Mn. También pueden depositarse en secuencias carbonatadas.

Rocas hospederas y asociadas. Lutitas car-bonosas y silíceas, limolitas, silicitas, litofangos, turbiditas, areniscas, dolomitas y calizas. Éstas últimas son dominantes en el caso de la barita hospedada en carbonatos.

Edad de la mineralización. Va desde el Arquea-no hasta el Mesozoico, siendo más abundantes en el Fanerozoico.

Forma del depósito. Los depósitos son estrati-formes, comúnmente de unos pocos metros de espesor, aunque pueden llegar a sobrepasar los 50 m. Su extensión lateral puede abarcar desde solo unas decenas de metros hasta más de 1 ki-lómetro.

Zonación del depósito. Los depósitos esencial-mente baríticos no presentan zonación. En el ca-so de los depósitos barítico - polimetálicos, los cuerpos más ricos en barita suelen situarse en la parte superior o lateral del depósito.

Mineralogía de mena. Principales: barita, a ve-ces witherita. Subordinados o raros: pirita, esfale-rita, galena, marcasita.

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, arci-lla, materia orgánica. Subordinados y raros: hialo-fana, baritocalcita, calcita, dolomita.

Texturas y estructuras. Textura masiva y lami-nada. Puede formar rosetas, nódulos y parches. Algunos depósitos muestran textura brechosa y de deslizamiento. En depósitos metamorfizados aparece la textura recristalizada.

Alteraciones hidrotermales. No suele haber. A veces aparece barita secundaria (removilizada) en vetillas. Se ha reportado débil sericitización en algunos depósitos de Nevada, USA. (Clark y Orris, 1991; Paradis et al., 1999).

Controles de mena. Semigrabens y cuencas de segundo o tercer orden. Los fluidos baríticos ne-cesitan de medioambientes relativamente oxidi-zados para formar menas de alta ley pobres en sulfuros. En cambio, el control estructural es re-lativamente menos importante. En el caso de los depósitos hospedados en carbonatos, el contac-to entre la parte carbonatada del corte y la silico-clástica subyacente constituye en ocasiones un control de la mineralización.

Modelo genético. Algunos depósitos de barita estratiforme se originan a partir de la descarga de fluidos hidrotermales reducidos en el fondo marino, con precipitación de barita y otros mine-rales en forma de sedimentos químicos. La com-posición química de estos sedimentos varía en respuesta a la distancia a la fuente de descarga del fluido mineralizado, al cambio de temperatu-ra, a cambios en la composición del propio fluido y/o a su grado de mezcla con agua marina. Las menas ricas en barita pueden ser consecuencia de fluidos hidrotermales pobres en metales base (lo cual puede ser producto de la insuficiencia de temperatura y/o por la presencia de condiciones físico - químicas desfavorables para el transpor-te de metales). Asimismo puede ser el resultado de la descarga de estos fluidos mineralizados en ambientes marinos oxigenados, desfavorables para la precipitación de sulfuros. Otros depósitos pueden generarse como resultado del paso de la columna de agua reducida a oxigenada. Otros se forman por el ulterior enriquecimiento de sedi-mentos químicos subeconómicos pre-existentes de arcillas semiconsolidadas que contienen con-creciones de barita. En el caso de los depósitos donde la witherita es el mineral de mena princi-pal, estos se forman en aguas con gran deficien-cia en iones sulfatos o por reemplazamiento de barita por witherita a altas temperaturas (Clark y Orris, 1991; Paradis et al., 1999).

Comentario. Existe un espectro completo de de-pósitos exhalativos – sedimentarios, desde los ricos en sulfuros hasta los ricos en barita. Hay de-pósitos donde la witherita es abundante, pero es-tos últimos muy raramente resultan comerciales.


Firma geoquímica. Presencia de enriquecimien-to en Ba, Zn, Pb, Mn, Cu y Sr a escala regional en muestras de rocas y de flujos de dispersión. Fuertes anomalías de Ba en flujos de dispersión y jagua proximales a los depósitos. La diferencia de valores de 87Sr/86Sr entre la barita y el agua ma-rina coetánea puede ser utilizada para distinguir entre los depósitos asociados a cuencas de rift de los depósitos ubicados en cuencas periféricas de antepaís. La importancia de esta distinción radica en que los primeros pueden estar relacionados con depósitos SEDEX.

Firma geofísica. Los depósitos pueden tener asociadas anomalías gravimétricas positivas en virtud de la alta densidad de la barita si los depó-sitos son suficientemente grandes.

Otras guías de exploración. Presencia de am-bientes deposicionales y tectónicos adecuados, proximidad a depósitos polimetálicos del tipo ex-halativo - sedimentario o del tipo MVT subtipo Irish. Presencia de silicitas, formaciones de Fe bandeado o de horizontes guía manganíferos. En algunos casos pueden aparecer zonas de vege-tación muerta asociadas a los depósitos.


Ley y tonelaje. Los depósitos suelen tener entre 1 y 25 millones de toneladas, con leyes que va-rían entre 30 y 95 % de barita. Un depósito medio dispone de 1,24 millones de toneladas de mena, con 87,7 % de BaSO4 (Orris, 1992). La barita se extrae también en algunas minas polimetálicas. Entre los depósitos de barita en rocas carbonata-das, la Mina Magcobar (Irlanda) ha producido 4,6 millones de toneladas de concentrado, con 85 % de BaSO4 (Paradis et al., 1999).

Limitaciones económicas. Algunas aplica-ciones modernas de la barita requieren el cum-plimiento de determinadas especificaciones, relacionadas con la abrasividad, la ley del con-centrado, el color, la blancura, la brillantez, la densidad, los tipos de impurezas, el índice de aceite, el índice de agua, el índice de refractarie-dad y el contenido de metales base, entre otros. Por ejemplo, el costo de transportación, el peso volumétrico, el contenido de metales alcalino-té-rreos solubles en agua, los óxidos de Fe y los sul-furos presentes son parámetros importantes para el uso de la barita en perforación. La alta densi-dad del mineral eleva los costos de transporta-ción terrestre.

Importancia. Este tipo de depósito es una de las principales fuentes de barita y compiten favora-blemente con sus sustitutos por sus bajos pre-cios.

Bibliografía

Clark, S., G. J. Orris, 1991. Sedimentary exhala-tive barite. En Orris G. J., y J. D. Bliss Eds. So-me Industrial Mineral Deposit Models: Descriptive Deposit Models, U. S. Geological Survey Open-Fi-le Report 91-11A: 24 - 25.

Orris, G. J., 1992. Grade and Tonnage Model of Bedded Barite. En Orris, G. J. y J. D. Bliss, Eds. In-dustrial Minerals Deposit Models. Grade and Ton-nage Models, U.S. Geological Survey, Open-File Report 92-437: 40 - 42.


Paradis, S., G. J. Simandl, D. MacIntyre and G. J. Orris, 1999. Sedimentary-hosted, Stratiform Bari-te; En Simandl, G. J., Z. D. Hora, D. V. Lefebure, Eds. Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 3, Industrial Minerals, British Co-lumbia Ministry of Energy and Mines.

Familia de los Depósitos Hospedados en

Carbonatos

En esta familia incluye a dos modelos de depó-sito de gran importancia. Pb - Zn tipo valle del Mississippi (MVT por sus siglas en inglés), una de las más importantes fuentes mundiales de su-ministro de Zn, Pb y Au tipo Carlin, un importante productor de Au.

Los MVT constituyen depósitos de sulfuros masi-vos que, a diferencia de los SEDEX, se hospedan en rocas carbonatadas. Sin embrago, existe un continuo ininterrumpido entre ambos tipos de de-pósitos, donde la transición de un modelo al otro es representada por los depósitos de Zn - Pb (± Cu) hospedado en carbonatos subtipo Irish. Este subtipo comparte características de los depósitos exhalativo-sedimentarios (SEDEX) y de los MVT propiamente dichos (Paradis et al., 2007), has-ta el punto de que algunos autores, como Good-fellow y Lydon (2007), lo han considerado como una variante dentro de los SEDEX.

En el caso de los depósitos cubanos pertene-cientes al subtipo Irish, además de Cu y Zn, son portadores de Co y Au en concentraciones que podrían llegar a ser de interés económico.

Finalmente, como podrá verse en el acápite “mo-delo genético” del modelo MVT, el pensamiento científico actual considera la existencia de víncu-los genéticos y metalogénicos regionales entre ambos tipos de depósitos. Este es un aspecto de mucho interés para la metalogenia en general y particularmente para la de las cuencas de rift y márgenes continentales asociados.

En relación con los depósitos de Au tipo Carlin, a pesar de las numerosas minas y depósitos que existen en el continente norteamericano y de los depósitos hallados más recientemente en otras partes del mundo, hay aún mucha controversia en relación con su origen y la potencialidad para la localización de nuevos depósitos en otras re-giones. Una prueba de ello es que algunos gran-des depósitos aflorantes solo fueron descubiertos en los últimos quince años, a causa de la natura-leza microdispersa y criptocristalina de la mine-ralización aurífera y del carácter no evidente de las alteraciones hidrotermales asociadas con ella.

En general, se caracterizan por presentar los ras-gos siguientes:

• Se hospedan en secuencias sedimentarias carbonatadas.

• Las rocas hospederas más favorables son las calizas limolíticas y las limolitas carbonatadas.• Presencia de jasperoides.

• El Au se presenta en forma de granos invisi-bles de tamaño micrométrico, en anillos de piri-ta arseniosa (o arsenopirita) y en pirita.

• El Au no puede ser colectado en muestras de jagua.

• Puede haber realgar, oropimente y estibico-nita.

• Firma geoquímica asociada de Au, Ag, As, Hg, Sb con ± Te, Tl, B, W.

• Alteraciones hidrotermales poco llamativas, consistentes en descalcificación, silicificación y argilitización.

En el mundo hay dos regiones con abundantes depósitos de este tipo: Nevada (USA) y Guizhou (China), aunque se conocen depósitos en otros países (Indonesia, Malasia e Irán). Este tipo de depósito constituye una considerable fuente su-ministradora de Au, con un total mundial estima-do de 4211 millones de toneladas de mena (9631 toneladas de Au metálico) distribuidas en 118 de-pósitos (Berger et al., 2014).

Para explicar el origen de los depósitos de este tipo existentes en América del Norte se han pro-puesto tres modelos genéticos. 1) La actividad de un sistema magmático - hidrotermal, de la cual los depósitos constituyen productos distales. 2) Magmatismo somero del Mioceno en la región estadounidense de las sierras y valles, sometida a un régimen tectónico extensional. Este modelo se vincula con la teoría genética de Sillitoe y Bon-ham (1990) que relaciona los sistemas minerales complejos porfírico – skarn – depósitos epiterma-les con el desarrollo de los intrusivos porfíricos y la actividad hidrotermal con ellos relacionada. 3) Un modelo no magmático que involucra fluidos corticales profundos y mezcla de fluidos de dife-rentes reservorios (Arehart, 1996).

Aunque los depósitos de este tipo normalmen-te se hospedan en secuencias carbonatadas de margen continental, cuyo basamento ha si-do afectado por fallas regionales profundas y por magmatismo extensional, hay varios depósitos de este tipo localizados en secuencias de arco


volcánico. Entre ellos figuran los del distrito mine-ral Bau en Sarawak (Malasia), así como los depó-sitos Mesel (Indonesia) y Siana (Filipinas).

Además del estilo estratocontrolado de minerali-zación, el más conocido de todos, se han encon-trado en Nevada depósitos profundos en forma de veta y stockwork (o de brechas). El estilo de mineralización en vetas presenta zonas con le-yes de Au más altas que en los cuerpos estrato-controlados y se desarrollan dentro de zonas de fallas o adyacentes a ellas, comúnmente subver-ticales, aunque también pueden asociarse con fa-llas de cabalgamiento. La mineralización aurífera se ubica dentro de zonas de intensa silicificación. Esta alteración puede sellar las rocas afectadas y de este modo controlar la propagación de la zona mineralizada (Christensen, 1993; Groves, 1996). Ejemplos de este estilo de mineralización Carlin son los depósitos Meikle y Boot Strap (Nevada, USA), donde los cuerpos minerales se disponen a lo largo de las fallas y paralelos a ellas.

El estilo de mineralización denominado “de stoc-kowrk” o “brechoso” se localiza cerca de inter-secciones estructurales, que además de calizas incluyen también limolitas, lutitas y silicitas fina-mente estratificadas.

Bibliografía.

Arehart, G. B., 1996. Characteristics and origin of sediment-hosted disseminate gold deposits. A re-view. Ore Geology Reviews, 11: 383 – 403.

Berger, V. I., D. L. Mosier, J. D. Bliss, B. C. Mo-ring, 2014. Sediment-hosted gold deposits of the world—Database and grade and tonnage mo-dels (ver. 1.1, June 2014): U.S. Geological Survey Open-File Report 2014–1074, 46 págs. http://dx.doi.org/10.3133/ofr20141074.

Christensen, O. D., Ed., 1993. Gold deposits of the Carlin Trend, Nevada. Society of Economic Geologists, Guidebook Series. Volumen 18, 95 págs.

Goodfellow, W. D., J. W. Lydon, 2007. Sedimentary exhalative (SEDEX) deposits. En Goodfellow, W. D. (Ed.). Mineral Deposits of Canada, A Synthesis of Major Deposit Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Explora-tion Methods, Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication No. 5: 163-184.

Zn - Pb Tipo Valle Del Mississippi (MVT)

Identificación

Sinónimos. Este modelo ha sido conocido por di-versos nombres, la mayoría de ellos relacionados más con la ubicación geográfica de sus depósitos patrones que con sus atributos geológicos. Entre ellos, aparecen en la literatura: Zn - Pb tipo Vi-burnum Trend. Tipo Apalacheano. Tipo Southeast Missouri. Zn - Pb hospedado en carbonatos tipo Irish. Zn - Pb tipo Alpino. Tipo Silesia. Tipo Koo-tenay Arc. Tipo Remac. Tipo Reocin. Carbonatos portadores de Zn - Pb de baja entalpía hospeda-dos en carbonatos. Varios de esos sinónimos ac-tualmente son utilizados para nombrar subtipos de depósitos dentro del tipo MVT.

Subtipos de depósitos. Se distinguen tres subti-pos: Zn - Pb subtipo Viburnum Trend, o Southeast Missouri; Zn subtipo Apalacheano, o Alpino; Zn - Pb (± Cu) hospedado en carbonatos subtipo Iri-sh. El subtipo Irish comparte características de los depósitos exhalativo-sedimentarios (SEDEX) y de los MVT propiamente dichos (Paradis et al., 2007), hasta el punto de que algunos autores, co-mo Goodfellow y Lydon (2007), lo han considera-do una variante de los SEDEX.

Productos. Zn, Pb. La relación promedio de ma-sa entre Zn y Pb en los depósitos MVT es de 10.1, aunque algunos depósitos y distritos mine-rales solo producen Zn como producto principal, mientras en otros es predominante la producción de Pb.

Subproductos. Ag, Cu, Ge, Ga, Cd, In y Co. Con-centraciones económicas de Ag aparecen en una parte de los depósitos, con una media de 32,5 g/t, por lo que la producción de plata puede lle-gar a ser sustancial. Algunos depósitos poseen concentraciones recuperables de Ge, Ga y Cd. También, en algunos casos, se reporta conteni-dos significativos, pero subeconómicos, de Co. Dentro de los del subtipo Irish, algunos depósitos pueden contener Au.

Tipos de depósitos asociados. Zn - Pb - Ag ex-halativo sedimentario. Pb hospedado en arenis-ca. Barita estratiforme. Vetas polimetálicas de Pb - Zn - Ag. Vetas de fluorita - barita (también llama-do depósitos MVT tipo Illinois-Kentucky en Laz-nicka, 2010 o F - Ba hospedado en carbonatos en Paradis et al., 2007). Cu - Pb - Zn hospedado en carbonatos tipo Kipushi.

Los depósitos MVT y SEDEX son las principales fuentes mundiales de Zn y Pb y entre ellos existe cierta afinidad genética. En sentido general, se reconoce que no es posible establecer una de-limitación clara entre depósitos de los tipos ex-halativo - sedimentario (SEDEX) y MVT, pues en la naturaleza existe un continuo que abarca a estos dos grandes tipos de depósitos, dada por una transición gradual entre las características de los SEDEX y los MVT. Así, aunque tradicio-nalmente los SEDEX son caracterizados como menas laminadas en cuerpos estratiformes de génesis sinsedimentaria a diagenética temprana, las menas de algunos depósitos reemplazan se-dimentos en medioambientes de enterramiento diagenético. Por otro lado, las menas MVT exhi-ben generalmente numerosos rasgos indicadores de su naturaleza epigenética y de su acumula-ción por reemplazamiento. Sin embargo, algunos depósitos de este tipo evidencian haberse forma-do durante la diagénesis temprana y muestran textura laminada. Por otra parte, ambos tipos de depósitos se originan a partir de salmueras de cuencas de similar temperatura y comportamien-to durante el transporte y deposición de mena. La más importante diferencia entre los depósitos SEDEX y MVT radica en su ambiente deposicio-nal, determinado por sus respectivos ambientes geodinámicos de desarrollo. Esto, a su vez, ori-gina las diferencias que los separan en modelos independientes, presentes en atributos como la litología hospedera, morfología del depósito y tex-turas de mena.

Ejemplos mundiales. Entre los más importantes depósitos a escala mundial se encuentran: Reo-cín (España), Metaline (USA), Polaris (Canadá) y Navan (Irlanda). Entre los distritos minerales más grandes y representativos aparecen Southeast Missouri y Upper Mississippi Valley (USA), Pine Point (Canadá), Alta Silesia (Polonia), Irish Mid-lands (Irlanda),

Ejemplos cubanos. Subtipo Irish: Carlota y Gua-chinango (distrito mineral Carlota - Guachinango, Cienfuegos).


Ambiente geodinámico. Secuencias de pla-taformas carbonatadas de aguas someras en cuencas orogénicas de antepaís, regularmente asociadas con el ensamblaje de continentes, que tienen alguna conexión hidrogeológica con los cinturones orogénicos. El tipo de cuenca de ante-país no constituye un factor crítico, pues ellos se localizan tanto en cuencas de colisión como de

Groves, D. A., 1996. End members of the depo-sit spectrum on the Carlin Trend. Examples from recent discoveries. En New mineral deposit mo-dels for the Cordillera. Cordillera Roundup, Short Course Notes. D1 – D35.

Paradis, S., W. A. Turner, M. Coniglio, N. Wilson, J. L. Nelson, 2006. Stable and radiogenic isoto-pic signatures of mineralized Devonian carbonate rocks of the northern Rocky Mountains and the Western Canada Sedimentary Basin, En Hanni-gan, P. K., Ed., Potential for Carbonate-Hosted Lead-Zinc Mississippi Valley-Type Mineralization in Northern Alberta and Southern Northwest Te-rritories. Geological Survey of Canada, Bulletin 591: 75–103.

Sillitoe, R. H., H. F. Jr. Bonham, 1990. Sedi-ment-hosted gold deposits. Distal products of magmatic-hydrothermal systems. Geology, 18: 157 – 161.


transpresión y de tipo andino. Algunos aparecen dentro de orógenos plegados y sobrecorridos y pudieron haberse formado antes, durante o des-pués de la deformación orogénica. Hay algunos depósitos de este tipo formados dentro o cerca de cuencas extensionales (ambientes de rift), co-mo es el caso de los distritos minerales Nanisivik y Gays River (Canadá), Lennard Shelf (Australia) y Alpino Oriental en Europa. Muy escasos son los que, como el Distrito Mineral del valle del Missis-sippi Superior (Upper Mississippi Valley), se pre-sentan en cuencas intracratónicas.

Ambiente deposicional. Secuencias carbonata-das, de plataforma o de cuencas de antepaís, de aguas someras hasta profundas, que descansan sobre un basamento continental deformado y me-tamorfizado, pudiendo existir sedimentos de capa roja entre ambos. Estas rocas pueden correspon-der a ambientes de sedimentación de plataforma marina o de talud. Los depósitos suelen aparecer a profundidades someras en los flancos de cuen-cas sedimentarias, muchas veces asociados con elevaciones estructurales dentro de la cuenca o en sus márgenes.

Los carbonatos de grano grueso, dolomitizados, con porosidad y permeabilidad secundarias me-joradas por fracturación o carsificación, son las rocas más favorables para albergar depósitos de este tipo. Los depósitos suelen aparecer donde hay transiciones litológicas (de lutitas a carbona-tos, de calizas a dolomías y de areniscas a carbo-natos) y bruscos cambios de facies (como suele ocurrir en los complejos arrecifales) que crean cambios bruscos en la permeabilidad vertical y horizontal del paquete rocoso. Las brechas de di-solución y otros procesos cársicos también pro-veen condiciones favorables para la acumulación de menas. Las rocas carbonatadas hospederas pueden, en general, presentar yacencia suave o estar deformadas en variada magnitud.

Los carbonatos masivos de grano fino deposi-tados en aguas profundas y las facies arcillosas desarrolladas detrás de las barreras de arrecifes son las menos favorables para el desarrollo de la mineralización MVT.

Aunque los depósitos MVT se originan durante eventos de contracción cortical, el control tectó-nico a escala de depósito y de distrito mineral es dado por fallas extensionales (normales, trans-tensivas y curvadas). La extensión de estos sis-temas tectónicos extensionales desde el cinturón orogénico hacia la cuenca de antepaís puede alcanzar varios cientos de kilómetros. Las se-

cuencias carbonatadas ubicadas en regiones de clima árido son más favorables, pues el clima se-co favorece la formación de los fluidos salinos de cuenca a partir de los cuales se desarrollan los fluidos hidrotermales portadores de metales.

Rocas hospederas y asociadas. Las rocas hos-pederas son rocas carbonatadas, representadas por dolomías, calizas dolomitizadas y calizas, las que pueden aparecer brechadas. Como asocia-das aparecen areniscas, calcarenitas y lutitas.

La mayoría de los depósitos MVT se hospedan en dolomías o calizas dolomitizadas, frecuentemen-te por debajo de grandes discordancias estrati-gráficas. Los depósitos hospedados en dolomías son generalmente más grandes y con más altas leyes de Zn, Pb y Ag. Esta preferencia por las do-lomías puede estar relacionada con una más alta transmisibilidad de fluido en comparación con las calizas. Una excepción a esta tendencia lo consti-tuye el depósito Navan (Irlanda), de gran tonelaje y alta ley, el cual está hospedado en calizas.

Las trampas y acumulaciones de hidrocarburos son sitios favorables donde los fluidos metalífe-ros oxidizados pueden ser reducidos o mezclarse con gas reducido rico en azufre para precipitar los minerales de mena. Las zonas más favora-bles son las de bruscos cambios litológicos y de facies de sedimentación, así como las afectadas por procesos de disolución y fracturación.

Aunque generalmente no hay rocas ígneas y vol-cánicas asociadas con la mineralización MVT, esto no es absoluto, pues en el caso del Distrito Mineral Southeast Missouri, por ejemplo, se re-porta la presencia intermitente de actividad ígnea desde el Cámbrico Superior y el Devónico, carac-terizada por volcanismo explosivo y la intrusión de diques (Gerdemann y Myers, 1972).

Edad de la mineralización. Los depósitos de ti-po MVT se formaron principalmente durante el Fanerozoico (más del 80 % del total conocido); el resto se hospeda en rocas precámbricas. Los depósitos fanerozoicos albergan el 94 % de las menas MVT y el 93 % de su contenido de Pb + Zn (Leach et al., 2010). La explicación de esta conducta radica en que las plataformas marinas antiguas eran construidas por los estramolitos y por carbonatos precipitados químicamente en el fondo del mar. La litificación sinsedimentaria, la dolomitización y la silicificación diagenética, así como la ausencia de bioperturbación y de detri-tos esqueléticos carbonatados gruesos, daba lu-gar a que las sucesiones de rocas carbonatadas

fueran mayormente impermeables (Grotzinger, 1989). Más tarde, a inicios del Neoproterozoico, esta situación comenzó a cambiar; cambio que se hizo más profundo y extenso al iniciarse el eón Fanerozoico. Como consecuencia, las rocas car-bonatadas se volvieron más porosas y permea-bles, lo que facilitó los procesos formadores de menas MVT.

Dentro del Fanerozoico, los períodos de intensa formación se relacionan con los de colisión y en-samblado de unidades continentales. El período principal de formación de depósitos fue el que abarcó el Pérmico y el Triásico, asociado a la for-mación de Pangea, cuando se acumuló el 61 % del Zn y el Pb albergado en los depósitos MVT que han sido fechados. El segundo período de génesis MVT es el Cretácico - Terciario, relacio-nado con la acreción de microplacas en los már-genes occidentales de América del Norte, África y Eurasia. Durante este período se acumuló el 36 % del Pb y el Zn presentes en los depósitos fechados. Como puede deducirse de lo anterior, son pocos los depósitos formados fuera de esos dos períodos de tiempo.

La duración del proceso de precipitación de mena en un distrito MVT dura, según las pocas inves-tigaciones realizadas sobre este tema, entre 50 mil y 250 mil años, aunque los sistemas de cir-culación hidrogeológica que generaron los fluidos meníferos pudieron durar millones de años.

Forma del depósito. Los depósitos MVT pueden ser concordantes y discordantes, pudiendo pre-sentarse ambas formas de yacencia en un mismo cuerpo o depósito mineral. En general, a escala de distrito, predomina la yacencia estratocontro-lada, donde las menas de reemplazamiento es-tratiforme o estratoligada pueden extenderse por varios kilómetros, como ocurre en Reocín (Espa-ña) o en la zona menífera Yellowhead en Metaline (USA). La yacencia y geometría (en planta y en perfil) de los depósitos es el resultado de la inte-racción entre las fallas, las zonas de disolución premineral de los carbonatos y los cambios de permeabilidad entre y dentro de las unidades es-tratigráficas. Uno de los rasgos morfológicos más sobresalientes, presente en muchos depósitos de este tipo, son las brechas de colapso, las que pueden conferirle al depósito una forma reticular, similar a la de los sistemas cársicos, prismática o columnar, También las hay en forma de domo y estratiformes. En el caso de los depósitos MVT controlados por fallas, la forma y el tamaño varían significativamente, en respuesta a la influencia de los controles estratigráficos y tectónicos. En re-

sumen, la forma de un depósito MVT puede ser desde simple hasta muy irregular y compleja. En cuanto a sus dimensiones, pueden abarcar des-de algunas decenas a cientos de metros hasta varios kilómetros. Las zonas mineralizadas, a es-cala de distrito mineral, pueden llegar a rebasar los 100 kilómetros de largo. En cuanto a la exten-sión vertical de la mineralización, suele ir desde de varios metros hasta varias decenas de metros.

En el caso de los depósitos del subtipo Irish, los cuerpos minerales suelen ser lenticulares, con contactos de nítidos a graduales, con yacencia concordante o casi concordante con las rocas en-cajantes. Sin embargo, en detalle, suelen yacer ligeramente inclinados en relación con las capas de rocas hospederas. Cuando existen varios hori-zontes mineralizados, estos suelen ser paralelos entre sí. El espesor de la mena varía desde 30 m –cerca de las fallas controladoras– hasta menos de 1 m en la periferia de los cuerpos minerales. La mineralización económica no se extiende más allá de los 200 m de distancia a las fallas que la controlan (Höy, 1996). En el caso de Silvermines (Irlanda) existe una mineralización asociada a fa-llas que corta a la estratificación y está situada por debajo de los cuerpos estratiformes, repre-sentada por menas brechosas epigenéticas, se-mejante a la presente en los depósitos del tipo SEDEX.

Zonación del depósito. Excepto en algunos distritos minerales, las menas MVT carecen de zonación interna o la presentan débilmente. En este sentido se destacan los depósitos del sub-tipo Irish, los cuales presentan una zonación in-terna bien desarrollada como consecuencia del alto grado de focalización de los fluidos menífe-ros producido por las fallas, enraizadas en el ba-samento de la cuenca y de buzamiento abrupto, que les sirvieron de vías de migración. Así, en el yacimiento Navan (distrito mineral Irish Midlands, Irlanda) hay un incremento vertical en el conteni-do de Fe y en la relación Zn/Pb en el centro del depósito, junto con un incremento lateral hacia afuera de la relación Zn/Pb. En otros depósitos de este distrito (Tynagh, Silvermines, Lisheen, Gal-moy, Ballinalack y Allenwood) ocurre un enrique-cimiento en Pb cerca de la zona de alimentación, con incrementos en la relación Zn/Pb a medida que aumenta la distancia a la mencionada zona.

Otros casos de zonación en menas MVT es el distrito mineral Southeast Missouri (USA), donde se presenta una distribución zonal en las menas del Pb, Zn, Fe, Cu, Ni y Co, que tiende a ser irre-gular a lo largo de los cuerpos minerales. Final-


mente, en el distrito mineral Pine Point (Canadá) la zonación consiste en el crecimiento, de abajo hacia arriba, de las relaciones Fe/(Fe + Zn + Pb) y Zn/(Zn + Pb).

Mineralogía de mena. Minerales principales: es-falerita, galena, pirita, marcasita, wurtzita. Minera-les subordinados y raros: calcopirita, arsenopirita, barita, bornita, pirrotita, boulangerita, pirargirita, freibergita, calcocita, covelina, carrolita, digenita, djurleita, cilindrita, enargita, galita, germanita, re-nierita, lineita, millerita, molibdenita, tungstenita, pirrotita, siegenita, bravoita, fletcherita, polidimita, vaesita, tenantita, tetraedrita, sulfuros de Pb - As y arseniuros de Ni - Co. Como minerales oxida-dos principales aparecen smithsonita, hidrocinci-ta, hemimorfita y limonita, y entre los minerales subordinados y raros la anglesita, cerusita, pi-romorfita y fosgenita. Pueden también aparecer otros minerales de Ag en zonas enriquecidas en este elemento.

En la mayoría de los distritos la esfalerita pre-domina sobre la galena, siendo la relación Zn/(Zn + Pb) mayor de 0,5, aunque hay depósitos con menas esencialmente portadoras de Zn, co-mo East Tennessee y Central Tennessee, o casi exclusivamente de Pb (Leach et al., 2010). La piri-ta se encuentra en proporción muy variable, des-de cantidades trazas, en unos casos, hasta llegar a ser el sulfuro principal en otros; pero, por lo ge-neral, aparecen en concentraciones inferiores al 5 %. Nanisivik (Canadá), Cadjebut (Australia) y algunos depósitos de la Alta Silesia (Polonia) tie-nen entre 10 y 15 % de pirita + marcasita. A ve-ces los sulfuros de Fe aparecen separados de los sulfuros de Zn y Pb, formando depósitos inde-pendientes. La calcopirita suele aparecer en can-tidades trazas, excepto en los distritos minerales Viburnum Trend (USA) y Cornwallis (Canadá) donde ella es la principal fuente del Cu obtenido como subproducto. La barita puede aparecer en cantidades trazas o como un componente menor de la mena, mientras la fluorita es rara. En algu-nos distritos pequeños la barita llega a ser más abundante que los sulfuros. El distrito mineral Vi-burnum Trend (USA) es, entre los conocidos, uno de los mineralógicamente más complejos, pues incluye variedades minerales de Cu, Co, Ni, Fe, Ag, Sb y sulfosales. En el depósito Tynagh (Laz-nicka, 2010), ubicado en Irlanda, la mineralogía se enriquece por la presencia de Hg en la mena, además de Cu y Ag.

La granulometría de los sulfuros varía de gruesa a fina, presentándose principalmente como reem-plazamiento, en forma masiva o diseminada, de

los carbonatos de la roca hospedera y, en menor grado, rellenando espacios abiertos.

En los MVT la paragénesis mineral varía desde notablemente simple hasta compleja y de eta-pas múltiples. Los distritos y depósitos paragené-ticamente complejos pueden estar relacionados con eventos múltiples de formación de menas. La paragénesis, de forma generalizada a esca-la mundial, se resume en una etapa de esfalerita temprana enriquecida en elementos trazas, una etapa principal de esfalerita, seguida por otra de esfalerita + galena, y una etapa tardía de gale-na. Los sulfuros de Fe se presentan en todas las etapas, pero suelen ser más comunes en las tar-días y hacia los acuñamientos de los depósitos. La barita suele presentarse en las etapas tardías de mineralización.

Las variaciones en el nivel de las aguas subterrá-neas constituyen el principal factor en la forma-ción de las menas oxidadas. El clima es el otro factor controlador, pues en climas áridos la zo-na de oxidación tiene mayor espesor y el rango de oscilación del nivel freático es mayor que en presencia de climas húmedos. En el caso de los depósitos del subtipo Irish, pueden aparecer gos-sans.

Mineralogía de ganga. Principales: dolomita, dolomita ferrosa, ankerita, siderita, calcita, mag-netita, materia orgánica, cuarzo y calcedonia. La fluorita es rara. Los minerales de ganga en las menas oxidadas son yeso, hematites y goethita. En depósitos afectados por el metamorfismo re-gional aparecen olivino, diópsido, tremolita, wo-llastonita, grafito y granates.

La materia orgánica presente en el sitio de for-mación de mena es térmicamente alterada por los procesos formadores de mena. Si bien es fre-cuente su presencia en forma de hidrocarburos líquidos degradados y de bitúmenes, que ocupan poros vacíos o forman películas sobre los minera-les de mena, su presencia en inclusiones fluidas correspondientes a la etapa principal de minerali-zación es bastante menos frecuente. Este tipo de inclusiones fluidas ha sido reportada en los dis-tritos de Alta Silesia, Polonia (Kozlowski, 1996), Tri-State, USA (Coveney et al., 2000), Jumbo Mi-ne, USA (Blasch y Coveney, 1988) y Polaris, Ca-nadá (Randell y Anderson, 1996).

Texturas y estructuras. Las texturas son. ma-siva, estratificada, bandeada, laminada, disemi-nada, de relleno, vetítico - diseminada, granular, de mosaico, de reemplazamiento, brechas de di-

solución, brechas tectónicas y brechas sedimen-tarias, nevada, de pseudobrechas, ritmítica y de espeloetemas. En las zonas de alteración hidro-termal aparece textura de cebra. Las estructuras son colomórfica, dendrítica, esferulítica, lamina-da, botrioidal, framboidal, brechosa y pseudobre-chosa.

Las brechas de disolución se distinguen por su variada composición litológica, que reflejan las di-ferentes litologías envueltas en los procesos de brechamiento por colapso. Las brechas tectóni-cas, por su parte, contienen fragmentos de rocas hospederas locales, en contraste con la compo-sición poligénica de las anteriores. Las sedimen-tarias son brechas mineralizadas que muestran rasgos de deformación de sedimentos blandos.

Alteraciones hidrotermales. La alteración más común en los depósitos MVT es la disolución y el brechamiento hidrotermal de las rocas carbo-natadas. Otras alteraciones principales son la dolomitización y la silicificación. La formación de silicatos potásicos autígenos ha sido reportada en unos pocos casos.

La disolución y brechamiento de los carbonatos que albergan los depósitos ocurren como resulta-do de la reacción roca - fluido menífero, así como de la producción de ácido derivada de las reac-ciones que suceden durante la mezcla de fluidos reducidos portadores de S con los que transpor-tan los metales y, en menor escala, por la reduc-ción de sulfatos en la zona mineralizada.

La dolomita hidrotermal puede precipitarse en varias etapas durante el proceso de mineraliza-ción y puede ser premineral, mineral o postmine-ral. La dolomitización está presente en la mayoría de los depósitos MVT, y se extiende en forma de una distintiva envoltura dolomitizada por cientos de metros, representada por dolomita cristalina, gruesa o fina, formada por recristalización de las rocas carbonatadas hospederas. La dolomita hi-drotermal también se presenta como cemento en la porosidad intergranular y en los espacios abier-tos de las rocas hospederas, así como en la ma-triz de las brechas de disolución. En las dolomías, la dolomita hidrotermal se presenta como dolo-mita de grano medio a grueso, que reemplaza a la dolomita de grano fino de la roca hospedera. En el caso del subtipo Irish, las rocas dolomiti-zadas rodean a los depósitos y se extienden por decenas de metros más allá de los sulfuros. En general, son de grano fino, comúnmente enrique-cidas en Fe y acompañadas por carbonatos de

Fe. Además, suelen ser menos bandeadas que las calizas y en ocasiones aparecen brechadas.

La silicificación, por lo general, está poco de-sarrollada en los MVT, pero hay casos en que aparece bien desarrollada (distritos minerales Tri-State, Metaline y Northern Arkansas, USA, por ejemplo). Puede formar zonas de alteración junto con la dolomitización o aparecer como zonas dis-continuas de cuarzo microcristalino dentro de las menas sulfurosas y en su periferia, aunque tam-bién puede aparecer en cristales de cuarzo grue-sos. La magnitud de la silicificación depende de la importancia de los procesos de enfriamiento y dilución de los fluidos meníferos ocurridos.

La alteración de la materia orgánica y de las arci-llas en los distritos minerales canadienses Pola-ris, Pine Point, Gays River y Jubilee forma halos, de tamaño variable, alrededor de los depósitos (Paradis et al., 2007). El tamaño e intensidad de estas aureolas de alteración se correlacionan di-rectamente con la temperatura de formación de las menas y/o con el volumen de los fluidos me-níferos responsables de la acumulación mineral. Estas anomalías pueden ser útiles como guías de exploración cuando son integradas con otros datos geológicos.

Controles de mena. Los principales controles de la mineralización MVT son: presencia de brechas de colapso por disolución, control estructural, presencia de contacto entre calizas y dolomías, cercanía a lutitas y presencia de complejos de arrecife. Otros controles menos importantes son la topografía del basamento y la presencia de ras-gos de disolución premeníferos.

El control estructural es importante para la mine-ralización MVT, pues determina la formación de estructuras favorables (grabens) y la localización de sitios de acumulación de mena en las cerca-nías de fallas, al suministrar tanto las vías para la migración de los fluidos como la porosidad se-cundaria por fracturación, favorecedores de la deposición de mena. Estas fallas pueden ser nor-males de buzamiento abrupto, transtensionales y de deslizamiento por el rumbo, y suelen carecer de mineralización, pues las menas se encuentran en las zonas extensionales asociadas a ellas.

También se conocen unos pocos casos de con-trol estructural por presencia de domos salinos. En algunos distritos minerales las fallas norma-les ponen en contacto diferentes unidades litoló-gicas, lo que hace posible el ascenso y la entrada focalizada de los fluidos metalíferos a medioam-


bientes físico-químicos diferentes y a sitios de mezcla de fluidos. Este rasgo se aprecia más en los depósitos del subtipo Irish.

El control litológico es también de gran importan-cia en este tipo de depósito. El mismo es ejercido a través del control de la porosidad y la permea-bilidad de las secuencias de rocas carbonatadas que albergan a estos depósitos. Aunque a esca-la petrográfica es difícil evaluar el grado de par-ticipación de los diferentes rasgos de la roca en el control litológico de la mineralización, sí es posible distinguir los factores que actúan como agentes ejecutores de este control: densidad de fracturación, porosidad secundaria, grado de bre-chamiento de las rocas, presencia de transicio-nes faciales y la presencia de materia orgánica. Todos ellos actúan sobre la permeabilidad de las rocas y, por tanto, sobre la transmisibilidad de los fluidos participantes en el proceso de formación de mena. En el caso de la materia orgánica, la acción se produce sobre el condicionamiento fí-sico-químico del medio de deposición de mena.

Modelo genético. Los depósitos MVT se forman dentro de secuencias carbonatadas de platafor-ma ubicadas en cuencas orogénicas de ante-país, por lo común relacionadas con procesos de ensamblaje de súpercontinentes. La temperatu-ra de formación de las menas suele estar entre 75 0C y 200 0C (Basuki y Spooner, 2004), aun-que el rango completo de temperaturas de forma-ción reportadas por inclusiones fluidas va desde 50 0C hasta 250 0C. En muchos distritos minera-les MVT estas temperaturas exceden los valores esperados de acuerdo con el gradiente geotér-mico sugerido por su ubicación geológica, así como los estimados térmicos realizados a partir del nivel de enterramiento estratigráfico alcanza-do por las rocas hospederas cuando se produjo la mineralización. Ello implica la presencia de un gradiente geotérmico (por conducción de calor) anómalamente alto (provincia MVT de Ozark) o bien de un transporte de calor, por la circulación de aguas profundas ascendentes, desde las par-tes más profundas de la cuenca (Irish Midlands y Alta Silesia, por ejemplo). Lo anterior es corrobo-rado por los resultados del análisis isotópico de O, más ligero en los minerales carbonatados de ganga que en las rocas encajantes (Qing y Moun-tjoy, 1994; Hitzman et al., 1998 y Paradis et al., 2006). Es interesante destacar aquí que un rango medio más elevado de temperaturas (~180 0C a ~ 250 0C) es reportado para los depósitos del subti-po Irish, cuyos depósitos patrones se localizan en el mencionado distrito Irish Midlands.

Existe consenso en relación con la naturaleza clorurada de los fluidos que lixivian los metales de las rocas fuentes y los transportan hacia los sitios de deposición de mena, en los que la sa-linidad desempeña el control primario de la so-lubilidad de los metales. Los fluidos de MVT, por tanto, se caracterizan, de acuerdo con los resul-tados de inclusiones fluidas, por su alta salinidad, de 10 % a 30 % en peso de NaCl equivalente por lo común. La carga salina de estas salmue-ras se deriva, fundamentalmente, de la infiltra-ción de salmuera salina residual en las capas subyacentes al fondo marino durante la evapora-ción. Aunque también puede ocurrir la disolución de evaporitas durante el tránsito descendente de los fluidos desde la periferia hacia el centro de la cuenca, a través de la secuencia sedimentaria, este proceso no es esencial para la formación de estos fluidos salinos. En ambos casos, la evapo-ración del agua de mar en cuencas restringidas es el origen último de estas salmueras. Así, el agua marina concentrada por evaporación es la fuente primaria de las salmueras de cuenca, las cuales, por su composición y características, son similares a las detectadas en los depósitos del tipo SEDEX. Esta similitud indica que en la for-mación de ambos tipos de depósitos participan fluidos de similar origen.

La generación de los grandes volúmenes de sal-mueras de cuenca necesarios para la formación de los depósitos de sulfuros masivos hospedados en sedimentos de los tipos MVT y SEDEX requie-re de mares someros con circulación altamente restringida de las aguas y que se encuentren en zonas de climas cálidos y áridos, generalmente presentes a 250 ± 100 de latitud, en los cuales la evaporación supera a la entrada de agua fres-ca en grado suficiente para poder llevar grandes cantidades de agua marina a una condición cer-cana al límite de saturación de la sal. Esto implica que las cuencas de mares interiores bordeadas por grandes plataformas carbonatadas de aguas someras, con una extensión superficial del orden de 100 mil km2 a 1 millón de km2, representan el ambiente sedimentario ideal para la generación de estas salmueras.

La fuente de metales en los sistemas minerales MVT son las rocas clásticas oxidizadas y per-meables acumuladas en las partes profundas de la cuenca sedimentaria, tales como sedimentos de capa roja, areniscas, conglomerados y limoli-tas, así como las rocas, de variada composición, que constituyen el basamento de la cuenca. Es-tas secuencias (areniscas hematíticas, por ejem-plo) son pobres en carbono orgánico y ricas en

Fe reactivo, ideales para desplazar las salmueras de la cuenca hacia condiciones físico - químicas favorables para la lixiviación y el transporte de Zn, Pb y Ag, ya que el control primario de la extrac-ción, transporte y deposición de Pb y Zn, bajo las condiciones de formación de las menas MVT, es ejercido por el estado redox del sistema y por la concentración de especies de SO4 y H2S en el mismo.

El S presente en los depósitos es suministrado por una amplia variedad de fuentes: agua de mar, sulfato evaporítico, materia orgánica rica en S, sulfuros diagenéticos, H2S en reservorios de gas y S reducido en aguas anóxicas marinas estratifi-cadas. Sin embargo, la fuente última de la mayo-ría del S acumulado en los depósitos es el sulfato de agua marina contenido en varios minerales de los sedimentos o aguas conatas, ulteriormente reducido por uno o varios procesos.

Dos modelos básicos han sido propuestos para explicar el mecanismo de transporte y precipi-tación de las menas MVT. El primero postula la transportación de metales base en forma de com-plejos clorurados en fluidos pobres en S, siendo la mezcla de estas salmueras metalíferas con fluidos ricos en S reducido (en forma de H2S) el mecanismo disparador de la precipitación de sul-furos. La fuente de este S reducido es el sulfato localmente disponible en forma de sulfatos mi-nerales o el sulfato contenido en el agua de mar infiltrada en los sedimentos. Otra variante de es-te modelo presupone que los sulfatos son tam-bién transportados por los fluidos hasta el sitio de deposición de mena, donde son reducidos lo-calmente por agentes reductores como la materia orgánica. Este es el llamado “modelo mezclado”, aplicable al distrito mineral MVT Pine Point (Ca-nadá), donde el H2S se formó localmente a tra-vés de reacciones termoquímicas que involucran sulfatos, bitúmenes y H2S (Macqueen y Powell, 1986). Alternativamente, el transporte de meta-les y de H2S en concentraciones del orden de 1 ppm es posible bajo condiciones de pH ácido y elevadas concentraciones de CO2 disuelto (Sver-jensky, 1986), como lo sugiere la correlación de isótopos de Pb y S en galena del distrito mineral Southeast Missouri y el bandeamiento de color de la esfalerita del distrito mineral Upper Missis-sippi Valley. Este es el denominado “modelo no mezclado” o de “azufre reducido”, en el cual la de-posición de los sulfuros metálicos puede ser pro-vocado por los cambios de pH, de la temperatura (enfriamiento) y/o por la dilución del fluido metalí-fero en aguas subterráneas normales.

Recientes avances en el conocimiento de la com-posición y termodinámica de los fluidos de cuen-ca (Emsbo, 2009) han permitido establecer que aunque la temperatura y el pH son factores im-portantes, la solubilidad del Zn y el Pb en sal-mueras con temperaturas superiores a 100 0C depende primariamente de la combinación de una alta salinidad y de una baja concentración de H2S en el fluido hidrotermal, con una relación inversa entre presencia de sulfuro de hidrógeno y concentración de Pb y Zn. La solubilidad del Ba, por su parte, es controlada por la salinidad, la temperatura y el pH, pero su control básico es la concentración de SO4, de modo que la solubili-dad del Ba es extremadamente baja en presencia de este anión. De lo anterior se desprende que el primero de los dos modelos expuestos es el más realista y general.

El principal mecanismo reconocido de obtención de S reducido es la reducción bacteriana del sul-fato marino, ya que permite explicar el amplio ran-go de valores de б34S observado en la mayoría de los depósitos MVT. Esta es también la mejor explicación para los valores extremadamente ne-gativos reportados en algunos depósitos. Así, por ejemplo, en el yacimiento Navan (Irlanda), perte-neciente al subtipo Irish, el origen del 90 % del S acumulado en los sulfuros se atribuye a la re-ducción bacteriana de sulfatos (Blakeman et al., 2002).

Como ya se ha expresado, la principal fuente de fluidos para la formación de fluidos de mení-feros MVT son las salmueras de cuenca forma-das principalmente a partir de la evaporación del agua de mar. Esta evaporación puede haber ocu-rrido al mismo tiempo que la migración de los flui-dos generados en áreas evaporativas costeras, dentro de cuencas marinas cerradas, o a partir de salmueras residuales almacenadas en las se-cuencias de la cuenca sedimentarias o dentro de su basamento. La expulsión y ascenso de estos fluidos de cuenca tuvo lugar bajo esfuerzo y de-formación tectónica, tal como lo indica la proximi-dad de muchos depósitos MVT a márgenes de cuenca tectónicamente deformados o levantados. Otros mecanismos que pueden intervenir son la fluencia topográficamente dirigida, la expulsión por compactación de los sedimentos, la acción de reservorios sobrepresurizados de gas natural y el reflujo producido por diferencias de tempe-ratura y de densidad (Vearncombe et al., 1996; Leach et al., 2010).

Los sitios donde tiene lugar la deposición de me-na se caracterizan por su composición carbona-


tada, la presencia común de materia orgánica y por su alta porosidad secundaria y permea-bilidad, la cual es mejorada por la presencia de fracturación tectónica y/o brechas de colapso por disolución. La combinación de estos factores con otros controles de la mineralización determina la morfología, más o menos complicada e irregular, de los cuerpos minerales, los que pueden ser de-formados por eventos posteriores.

En el caso particular de los depósitos del tipo Irish, se han propuesto dos modelos genéticos (Höy, 1996).

1. Deposición singenética (o diagenética tem-prana) en el fondo marino (o cerca de éste). Evidencias en favor de este modelo son: geo-metría estratiforme de algunos depósitos, ocurrencia conjunta de sulfuros laminados y clásticos, presencia de texturas sedimentarias en los sulfuros y,–donde se ha determinado– edades similares de mineralización y rocas hospederas.

2. Reemplazamiento diagenético a epigenético. Evidencias en favor de esto son: presencia de texturas de reemplazamiento y relleno de es-pacios abiertos, carencia de sulfuros laminados en la mayoría de los depósitos, presencia de alteración y mineralización por encima de los lentes de sulfuros y carencia de oxidación de lecho marino.

Los valores de б34S obtenidos en los depósitos irlandeses muestran que una porción del S pro-viene de la parte inferior de la cuenca y del basa-mento que la subyace, siendo su fuente última los intrusivos graníticos caledonianos (con edades entre 390 y 435 millones de años) presentes en el mencionado basamento, los cuales muestran un valor medio de б34S de -0,7‰ a 0.7 ± 2.6 ‰ (Laouar, et al., 1990). Por otro lado, el mayoritario S isotópicamente ligero, con valores entre -42.5 ‰y -4 ‰ procede de la reducción bacteriana del sulfato marino (Hitzman y Large, 1986; Anderson et al., 1989).


Firma geoquímica. Pb - Zn - Ag ± Cu, Ba, As, Bi, Au, Cd, Tl, Sb, Ni, Co, Ga, Ge, In, Fe, Mn Hg, Mo, Sn.

Aunque la mineralogía de los MVT suele ser sencilla, el conjunto de minerales menores y ra-ros asociados varía ampliamente entre distritos minerales y, en consecuencia, también varía el

conjunto de elementos menores y trazas. Esta in-consistencia en el conjunto de elementos acom-pañantes presentes disminuye el número de indicadores geoquímicos de exploración utiliza-bles universalmente para este tipo de depósitos. En este sentido la cartografía de las anomalías de Zn, Pb, Ag, Mn y Fe en suelo, flujos de disper-sión o en muestreo de rocas es una importante herramienta para la localización de los depósi-tos. Es de destacar que las anomalías de Zn más contrastantes no siempre se asocian con cuer-pos minerales. En cambio, es más frecuente la presencia en su vecindad de muy débiles y po-bremente definidas anomalías de Pb. Esto se re-laciona con la gran movilidad de Zn en ambientes oxidizados, contrastante con la escasa movilidad del Pb bajo esas condiciones.

La exploración geoquímica de estos depósitos es limitada por el pequeño tamaño de las aureolas geoquímicas de dispersión primaria; en la ma-yoría de los casos la firma geoquímica es débil debido a la limitada dispersión primaria de los elementos en las rocas encajantes carbonatadas que los rodean. Por ello, en muchos de los de-pósitos, las anomalías litogeoquímicas asociadas suelen ser de poca extensión, si bien en algunos distritos existe zonación litogeoquímica regional y pueden ser identificados por la presencia de anomalías de metales base en flujos de disper-sión, en suelos y en muestreo de rocas. Aun así, la geoquímica puede utilizarse para identificar o priorizar objetivos específicos para la perforación, sobre todo en presencia de mineralización oxida-da, que ayuda a la mejor dispersión de los ele-mentos indicadores.

La dolomitización hidrotermal, aunque es una al-teración común, pocas veces puede ser utilizada como guía de exploración, siendo más útil en el caso de los depósitos del subtipo Irish. Tampoco es común la silicificación bien desarrollada.

La presencia de aureolas de materia orgánica y arcillas térmicamente alteradas también puede ser útil en la prospección de depósitos minerales de tipo MVT. Con este fin se pueden emplear la geoquímica orgánica gaseosa y los resultados de los análisis de maduración de la materia orgáni-ca, como el índice de hidrógeno y la reflectancia a la vitrinita.

Firma geofísica. La gravimetría y la magneto-metría a escala regional pueden ser útiles en la identificación de levantamientos del basamen-to y de las principales estructuras, sobre todo si los datos se interpretan con restricciones sumi-

nistradas por pozos y/o por la sísmica. En dis-tritos explorados para petróleo, la disponibilidad de datos sísmicos regionales puede, además, suministrar una cartografía tridimensional de alta resolución de la estructura y estratigrafía. La gra-vimetría detallada puede usarse en la detección directa de los depósitos en virtud de la más alta densidad de las menas en relación con la de las rocas carbonatadas encajantes. También las me-nas pueden ser detectadas mediante la polariza-ción inducida (PI), sobre todo si están presentes la pirita, la marcasita y la pirrotita. Si la mena es predominantemente esfalerítica, el PI puede re-sultar inefectivo. Igualmente puede ser efectivo el empleo de métodos electromagnéticos terrestres para depósitos que contengan sulfuros de Fe y en los que no predominen las menas brechadas o ricas en esfalerita, las cuales brindan una res-puesta pobre ante estos métodos. La resistividad sobre los depósitos puede mostrar valores altos y bajos, en dependencia del caso y el lugar.

Algunos rasgos geológicos relacionados con depósitos MVT, como fallas, sumideros cársi-cos rellenos, paleocarso y contactos carbonatos - lutitas, pueden ser identificados a través de la sísmica, la magnetometría, la gravimetría y los métodos electromagnéticos. Por su parte, los re-gistros sónicos y de gamma - gamma densidad en pozos pueden distinguir horizontes porosos y no porosos dentro de las rocas hospederas de la mineralización.

Otras guías de exploración. Entre las guías re-gionales para evaluar la perspectividad de una región para mineralización polimetálica del tipo MVT figuran las siguientes (Leach et al., 2010).

• Presencia de secuencias de plataformas car-bonatadas del Neoproterozoico y del Fane-rozoico ubicadas en cuencas de antepaís y a menos de 600 km de cinturones orogénicos de-sarrollados en el Fanerozoico, especialmente aquellas afectadas por fallamiento y deforma-ciones asociadas con ensamblaje de súpercon-tinente y unidades continentales menores. El potencial para la presencia de depósitos en pla-taformas carbonatadas de margen continental no deformadas es bajo, pero existe. La presen-cia de cuencas deformadas intracratónicas del Fanerozoico o Neoproterozoico, con pliegues y arqueamientos, también ofrece algún potencial. Por lo general, los depósitos se sitúan en los flancos de las cuencas sedimentarias.• Presencia de depósitos SEDEX coetáneos en cuencas adyacentes de rift continental, pues existe una fuerte asociación geográfica (pa-

leogeográfica) y temporal entre ambos tipos de depósitos dentro del eón Fanerozoico. Es-ta asociación se debe a la existencia de cierta vinculación genética entre ambos tipos de de-pósitos polimetálicos, establecida a través de la arquitectura geológica y paleogeográfica re-gional y por la circulación de las salmueras de cuenca, que muestran similares características y juegan un importante papel en la formación de los fluidos mineralizados en ambos casos. Estas similitudes se extienden también a las fuentes de metales y de azufre.

• Edad de las secuencias carbonatadas del Devónico al Triásico Inferior y del Cretácico al Terciario, asociada con grandes eventos tectó-nicos compresivos.

• Evidencia de facies evaporativas en los car-bonatos a escala regional (nódulos de yeso y sal) o la presencia de secuencias evaporíticas estratificadas.

• Presencia regional de areniscas basales oxidi-zadas (capas rojas).

• Presencia de acuíferos regionales, especial-mente de aquellos que tienen conexión hidro-geológica con un frente orogénico.

• La proximidad a las márgenes de los bancos carbonatados puede ser otro control regional.

Entre las guías de exploración a escala local y de distrito mineral figuran.

• Presencia de dolomías o calizas dolomitiza-das.

• Relieve en bloques del basamento, con pre-sencia de elevaciones estructurales, en cuyos flancos se ubican comúnmente los depósitos.

• Presencia de discordancias estratigráficas principales (los depósitos con frecuencia se ubican por debajo de ellas).

• Presencia de facies estériles de arrecifes o de barra litoral, que cumplen una función similar a la de las elevaciones estructurales del basa-mento en relación con la distribución espacial de los depósitos.

• Presencia de carsificación, sea de origen me-teórico o hidrotermal. Las brechas de disolución incrementan mucho la permeabilidad y su pre-sencia es común en los depósitos MVT.


• Presencia de fallas normales de buzamiento abrupto, transtensionales y de deslizamiento por el rumbo.

• Incremento de la densidad de fracturas, parti-cularmente en las dolomitas. Es más importan-te en distritos minerales controlados por fallas.

• Incremento de la porosidad secundaria. La di-solución de carbonatos es una consecuencia de la deposición de los sulfuros, de modo que el incremento de la porosidad secundaria pue-de indicar la proximidad de un sitio de deposi-ción de mena.

• Presencia de dolomita hidrotermal (blanca de grano grueso y crema). Forma halos, junto con calcita de igual origen, alrededor de los depósi-tos. En ocasiones aparece como una alteración de carácter regional. Esta guía es más efectiva en el caso de los depósitos pertenecientes al subtipo Irish.

• La presencia de sello, representado por capas lutíticas o de rocas carbonatadas más masivas y arcillosas, influye en el modo en que circulan los fluidos, forzándolos a migrar a través de ca-pas carbonatadas subyacentes más favorables para la deposición de mena.

• Rápidos cambios faciales (por ejemplo, de la parte delantera a la trasera de línea de arreci-fes; de calizas a dolomitas; de carbonatos a lu-titas o a areniscas).

• Ocurrencia dispersa de puntos de minera-lización estilo MVT. Se trata de ocurrencias minerales que, por su pequeñez, carecen de importancia por sí mismas. La presencia de sulfuros diseminados en los carbonatos puede indicar cercanía a cuerpos minerales masivos.

• Presencia de bitúmenes y de azufre nativo en estratos mineralizados y estériles.

• Anomalías térmicas no relacionadas con la presencia de rocas ígneas.


Ley y tonelaje. Los parámetros medios por depó-sito individual MVT son: 7 millones de toneladas de mena, con ley de 1,9 % de Pb, 5,0 % de Zn, 0,23 % de Cu y 32,5 g/t de Ag (Leach y Taylor, 2009). El tamaño de los depósitos varía desde 0,1 millo-nes de toneladas hasta más de 100 millones de toneladas. Son muchos los depósitos individuales

con menos de 2 millones de toneladas y aparecen agrupados espacialmente en distritos minerales de varios cientos de km2, que pueden reunir des-de una decena hasta varios cientos de depósitos y cuerpos minerales. El depósito MVT más gran-de conocido es Mehdiabad, en Irán, con 394 mi-llones de toneladas de mena y 22,9 millones de toneladas de Pb + Zn (metálicos). El de más alta ley promedio el de Schmalgraf, Bélgica, con 26,1 % de Pb + Zn y 24 % de Zn. El yacimiento Navan (Irlanda), con 95,3 millones de toneladas de mena, 2,1 % de Pb y 8,3 % de Zn, es actualmente la mi-na en activo más grande entre los yacimientos que pertenecen a este modelo (Leach y Taylor, 2009).

Leach et al. (2010) presentan una tabla resumida del modelo de ley – tonelaje para los depósitos MVT, confeccionada a partir de los datos corres-pondientes a 113 depósitos. Al comparar su conte-nido con el de tablas similares presentadas en la literatura para otros modelos de ley - tonelaje (Cox y Singer, 2007; Mosier et al., 2009), se hace pa-tente el comportamiento invertido en la menciona-da tabla de la distribución de valores de masa de mena y ley de componentes útiles por percentiles en relación a las presentadas por los otros autores citados. Esto se confirma al consultar las curvas de ley-tonelaje presentadas en el libro de modelos de Cox y Singer (1986) para los depósitos MVT. Al revisar las curvas publicadas por estos y otros autores, se puede concluir que la tabla presenta-da por Leach et al. (2010) es la única que presenta los valores más altos de masa de mena y leyes de contenidos útiles asignados al 90 percentil y los más bajos valores al décimo percentil. Tomando en cuenta este hecho, se le sugiere al lector inter-pretar la tabla No 3, que reproduce fielmente la ori-ginal, asumiendo que los valores tabulados en la columna correspondiente al 90 percentil pertene-cen al décimo percentil y viceversa, para que es-tén en concordancia con lo registrado en todos los demás modelos de ley – tonelaje.

Tabla No 3. Resumen de estadísticas para paráme-tros seleccionados de 113 depósitos MVT. Tomado de Leach et al. (2010).

Máx: valor máximo; Mín: valor mínimo; 10: décimo per-centil; 25: 25avo percentil; 75: 75avo percentil; n: núme-ro de depósitos con datos para los parámetros dados; (Mt). millones de toneladas.

En el caso de los depósitos pertenecientes al subtipo Irish, el contenido medio es de 5 % - 6 % de Zn, 1 % - 2 % de Pb y 30 g/t de Ag, si bien los depósitos pueden llegar a contener más de 90 g/t de Ag (Höy, 1996). Los datos de ley y tonelaje de 28 depósitos clasificados como SEDEX hospeda-dos en carbonatos de la BD de Goodfellow y Ly-don (2007) muestran un tonelaje promedio de 8,9 millones de toneladas de mena, con 6,74 % de Zn, 2,51 % de Pb y 63 g/t de Ag. Estos depósitos son normalmente ricos en Zn, con una relación Zn/(Zn + Pb) de 0,71 (Kamona, 2011).

Limitaciones económicas. La explotación de los depósitos MVT puede encarecerse producto de la forma irregular y compleja de los cuerpos minerales, lo cual complica su minería, y verse li-mitada por la dispersión de los recursos en nume-rosos cuerpos de pequeñas dimensiones.

Importancia. Los depósitos MVT acumulan alre-dedor del 25 % de los recursos mundiales de Zn y Pb (Paradis et al., 2007) y son atractivos por la simplicidad de su mineralogía y su naturaleza polimetálica. Aunque representan un importante aporte en el abastecimiento mundial de Zn y Pb, en las últimas décadas su papel ha disminuido como consecuencia de la intensa explotación a la cual han estado sometidos. En la actualidad, la obtención de Ag como subproducto aporta una significativa cuota al valor económico de las me-nas. En algunos yacimientos de la esfalerita se recuperan otros metales, como el Cd, el In y el Ge.

Bibliografía

Anderson, I. K., C. J. Andrew, J. H. Ashton, A. J. Boyce, J. B. D. Caulfield, A. E. Fallick, M. J. Russe-ll, 1989. Preliminary sulphur isotope data of dia-genetic and vein sulphides in the Lower Paleozoic strata of Ireland and northern Scotland. implica-tions for Zn + Pb + Ba mineralization. Journal of the Geological Society of London. 146 (4): 715 - 720.

Basuki, N. I., E. T. C. Spooner, 2004. A review of fluid inclusion temperatures and salinities in Mis-sissippi Valley-Type Zn-Pb deposits. identifying thresholds for metal trans¬port. Exploration and Mining Geology, 11: 1 - 17.

Blasch, S. R., R. M. Coveney Jr., 1988. Goethi-te-bearing brine inclusions, petroleum inclusions, and the geochemi¬cal conditions of ore deposi-tion at the Jumbo mine, Kansas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 52: 1007 - 1017.

Blakeman, R. J., J. H. Ashton, A. J. Boyce, A. E. Fallick, M. J. Russell, 2002. Timing of interplay between hydrothermal and surface fluids in the Navan Zn + Pb ore body, Ireland. Evidence form metal distribution trends, mineral textures and ‎34S analysis. Economic Geology. 97(1): 73 - 91.

Coveney Jr, R. M., V. M. Ragan, J. C. Brannon, 2000. Temporal benchmarks for modeling Phane-rozoic flow of basinal brines and hydrocarbons in the southern midconti¬nent based on radiometri-cally dated calcite. Geology, 28: 795 - 798.

Emsbo, P., 2009. Geologic criteria for the assess-ment of sedimentary exhalative (sedex) Zn-Pb-Ag deposits. U.S. Geological Survey Open-File Re-port 2009−1209, 21 págs.

Gerdemann, P. E., H. E. Myers, 1972. Relations-hips of carbonate facies patterns to ore distribu-tion and to ore genesis in the southeast Missouri lead district. Economic Geology. 67 (4): 426 - 433, ISSN 0361-0128.

Goodfellow, W. D., J. W. Lydon, 2007. Sedimentary exhalative (SEDEX) deposits. En Goodfellow, W. D. (Ed.). Mineral Deposits of Canada, A Synthesis of Major Deposit Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Explora-tion Methods, Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication No. 5, págs 163-184.

Grotzinger, J. P., 1989, Facies and evolution of Precambrian depositional systems. emergence of the modern platform archetype. Society for Se-dimentary Geology Special Publi¬cation 44: 79 - 106.

Hitzman, M. W., D. Large, 1986. A review and clas-sification of the Irish carbonate-hosted base metal deposits. En Geology and genesis of mineral de-posits in Ireland, C. J. Andrew, R. W. A., Crowe, S. Finlay, W. M. Pennell, J. F. Pyne, (Eds.). 217-238, Irish Association for Economic Geology, Dublin.

Hitzman, M. W., J. R. Allan, D.W. Beaty, 1998. Re-gional dolomitization of the Waulsortian limestone in southeastern Ireland. evidence of large-scale fluid flow driven by the Hercynian orogeny. Geolo-gy, 26: 547 - 550.

Höy, T., 1996. Irish-type carbonate-hosted Zn-Pb; En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, D.V. Lefebure and T. Höy, Edi-tors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources: 21-24.


Kamona, F., 2011. Carbonate-Hosted Base Me-tal Deposits, Earth and Environmental Scien-ces, I Ahmad Dar (Ed.): 399 - 422. InTech. ISBN. 978-953-307-468-9. Disponible en: http.//www.intechopen.com/books/earthand-environmen-tal-sciences/carbonate-hosted-base-metal-depo-sits.

Kozlowski, A., 1996. Fluid inclusion studies of the Silesia-Cracow zinc-lead district, southern Po-land. Polish Geological Quarterly 37: 129 - 149.

Laouar, R., A. J. Boyce, A. E. Fallick, B. E. Leake, 1990. A sulphur isotope study on selected Cale-donian granites of Britain and Ireland. Geology Journal, 25: 359-369.

Laznicka, P., 2010. Giant Metallic Deposits. Futu-re Sources of Industrial Metals. Second Edition. Editorial Springer – Verlag, Springer Heidel-berg Dordrecht London New York ISBN 978-3-642-12404-4 e-ISBN 978-3-642-12405-1. DOI 10.1007/978-3-642-12405-1.

Library of Congress Control Number. 2010931390. Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2006, 2010.

Leach, D. L., R. D. Taylor, 2009. Mississippi Va-lley-type lead-zinc deposit model. U.S. Geological Survey Open-File Report 2009-1213, 5 págs.

Leach, D. L., R. D. Taylor, D. L. Fey, S. F. Diehl, R. W. Saltus, 2010. A deposit model for Mississi-ppi Valley-Type lead-zinc ores, chap. A of Mine-ral deposit models for resource assessment. U.S. Geological Survey Scientific Investi¬gations Re-port 2010–5070–A, 52 págs. Available from; http.//www.usgs.gov/pubprod.

Macqueen, R. W., T. C. Powell, 1986. Origin of the Pine Point lead-zinc deposits, N .W. T., Canada: organic geochemical and isotopic evidence. Terra Cognita, 6: 134.

Paradis, S., W. A. Turner, M. Coniglio, N. Wilson, J. L. Nelson, 2006. Stable and radiogenic isoto-pic signatures of mineralized Devonian carbonate rocks of the northern Rocky Mountains and the Western Canada Sedimentary Basin, En P. K. Hannigan, ed., Potential for Carbonate-Hosted Lead-Zinc Mississippi Valley-Type Mineralization in Northern Alberta and Southern Northwest Te-rritories. Geological Survey of Canada, Bulletin 591: 75 -103.

Paradis, S., P. Hannigan, K. Dewing, 2007. Mis-sissippi Valley-Type lead-zinc deposits, En Goo-

dfellow, W. D., ed., Mineral deposits of Canada. A synthesis of major deposit-types, district metallo-geny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publi-cation no. 5: 185 - 203.

Qing, H., E. W., Mountjoy, 1994. Formation of coarsely crystalline, hydrothermal dolomite reser-voirs in the Presquile Barrier, Western Canada se-dimentary basin. AAPG Bulletin, 78: 55 - 77.

Randell, R. N., G. M. Anderson, 1996. Geology of the Polaris Zn-Pb deposit and surrounding area, Canadian Arctic Archipelago, En D. F. Sangster, ed., Carbonate-hosted lead-zinc deposits. Socie-ty of Economic Geologists Special Publication 4: 307-319.

Sinclair, W. D., L. B. Chorlton, R. M. Laramee, O. R. Eckstrand, R. V. Kirkham, K. P. E. Dunne, D. J. Good, 1999. World minerals geoscience data-base project: digital data-bases of generalized world geology and mineral deposits for mineral exploration and research, En C. L. Stanley et al., eds., Mineral deposits. Processes to processing. Rot-terdam, Balkema.Págs.1435 - 1437.

Sverjensky, D. A., 1986. Genesis of Mississippi Valley-type lead-zinc deposits. AnnualReviews of Earth and Planetary Science, 14: 177 - 199.

Vearncombe, J. R., A. W. Chisnall, M. C. Dentith, S. L. Dorling, M. J. Rayner, P. W. Holyland, 1996. Structural controls on Mississippi Valley-type mi-neralization, the southeast Lennard Shelf, Wes-tern Australia. En Carbonate-hosted lead-zinc deposits, D. F. Sangster (Ed.).Págs. 74 - 95, So-ciety of Economic Geologists, 1-887483-95-0, Li-ttleton.

Au Tipo Carlin

Identificación

Sinónimos. Au hospedado en sedimentos.

Subtipos de depósitos. De acuerdo con su mor-fología y tipo de control estructural se identifican dos subtipos: 1) Au Carlin estratoligado. 2) Au Carlin en falla.

Productos. Au

Subproductos. No tiene.

Tipos de depósitos asociados. Están poco vinculados con otros tipos de depósitos. Mantos polimetálicos, Ag - Au epitermal de sulfuración in-termedia, skarn de Pb, skarn de Zn y skarn de Au, Cu - Mo ± Au porfírico, Au - Ag epitermal de alta sulfuración, Au - Ag de baja sulfuración, bari-ta estratiforme, placer de Au, Au - Ag relacionado con intrusivos reducidos y Hg hospedado en se-dimentos.

Ejemplos mundiales. Carlin estratoligado: Car-lin, Cortez Hills, Getchell, Jerritt Canyon, Alliga-tor Ridge, Twin Creeks (Nevada, USA), Conrad (Canadá), Ratatotok y Mesel (Indonesia), Shui-yindong, Getang y Nibao (provincia de Guizhou, China) Subtipo Au Carlin en falla: Meikle, Boot Strap, Main Gold Quarry (Nevada, USA), Jinfeng (antes Lannigou), Yata, Banqi, Zhimudang (pro-vincia de Guizhou, China).

Ejemplos cubanos. No se conocen


Ambiente geodinámico. Los depósitos se lo-calizan en márgenes de cratones afectados por procesos de riftogénesis, dentro de secuencias carbonatadas y silicoclásticas de plataforma (y talud continental), cuencas de antepaís y de “estructuras imbricadas”, afectadas por múltiples eventos tectónicos y magmáticos, incluidos pro-cesos de colisión y sobrecorrimiento (Emsbo et al., 2006; Zawet al., 2007; Berger et al., 2014). Las estructuras imbricadas son zonas de sobre-corrimiento y mezcla tectónica de secuencias alóctonas y autóctonas. Además, existen escasos depósitos de este tipo en arcos volcánicos coor-dilleranos y arcos volcánicos insulares.

Ambiente deposicional. Las secuencias de ro-cas hospederas y asociadas evolucionan en el tiempo a través de varios ambientes: 1) Riftogé-

nesis y desarrollo de un ambiente deposicional de margen continental o de cuenca de trasarco. 2) Ambiente de cuenca de antepaís. 3) Ambiente orogénico compresivo y 4) Ambiente postorogéni-co transpresivo y extensional (Emsbo et al., 2006; Zaw et al., 2007; Chen et al., 2011). Las secuen-cias carbonatadas hospederas de mena se de-positaron en un ambiente anóxico, con una baja velocidad de sedimentación.

Rocas hospederas y asociadas. Las calizas de diferentes tipos (arcillosas, limolíticas, bioclásti-cas, dolomíticas, laminadas, masivas, detríticas, arrecifales y silíceas) suelen ser carbonosas y es-tán presentes en el 66 % de los depósitos. Las calcarenitas, limolitas y litofangos calcáreos, por lo general carbonosas, aparecen en el 52 % de los depósitos. Las limolitas calcáreas y dolomíti-cas, carbonosas en su mayoría, son reportadas entre las rocas hospederas del 50 % de los de-pósitos. En el 12 % de los depósitos hay dolomi-ta. Areniscas (arcillosas, calcáreas, dolomíticas, limolíticas y conglomeráticas) son reportadas en el 11 % de los depósitos. En el 10 % se señala la existencia de silicitas. En el 14 % es descrita la presencia de brechas de colapso estratoligadas y/o brechas silicificadas controladas por fallas o estratigráficamente. Un 3 % contiene basaltos, to-bas y tufitas. Finalmente, el 14 % de los depósitos muestra la presencia de rocas intrusivas asocia-das de diversa composición (de máfica a félsica), representadas principalmente por diques y sills (Berger et al., 2014).Por lo común, los ellos están asociados con zonas de falla (Tucker et al., 2013).En la secuencia también pueden ser encontradas arcillitas y capas de carbón (Xia et al., 2012).

Las calizas suelen ser de color gris, de tonos cla-ros a oscuros. Pueden presentar estratificación delgada y en ellas es posible observar estilolitos y vetillas de calcita. Por lo general, son rocas de grano fino a medio y con frecuencia, su permea-bilidad es mejorada por la acción de la cizalladura y el brechamiento.

Edad de la mineralización. Del Mesozoico al Cenozoico. Los fechados radiométricos de me-nas son relativamente escasos hasta el mo-mento, pero estos y otros criterios geológicos de fechado indican el intervalo de edades señalado (Berger et al., 2012).

Forma del depósito. Los depósitos del subtipo Carlín estratoligado tienen una morfología estrati-forme, lenticular o irregular, y están desarrollados a lo largo de estratos, con cuerpos minerales dis-tribuidos en varios niveles. Ellos, en general, son


concordantes con la estratificación. Los depósi-tos del subtipo Carlin en falla se localizan princi-palmente dentro de zonas de falla o de cizalla de buzamiento abrupto y/o de deslizamiento por el rumbo (Xia et al., 2012). En ellos la mineralización puede formar vetas, vetillas y zonas de stockwork dentro de una envoltura mineralizada más amplia (Zhang et al., 2003). Su forma suele ser irregular, alargada por el buzamiento.

Los cuerpos minerales en depósitos del subtipo Carlin estratoligado pueden alcanzar 7500 m de largo y 2500 m de ancho (Xia et al., 2012). En de-pósitos del subtipo Carlin en fallas, pueden tener hasta 1500 m por el rumbo, 40 m - 60 m de espe-sor y hasta 1000 m de extensión por el buzamien-to (Zhang et al., 2003; Chen et al., 2011).

Zonación del depósito. Los depósitos no mues-tran zonación. Existe cierta zonalidad en la distri-bución de las alteraciones hidrotermales, pero no siempre es claramente observable.

Mineralogía de mena. Principales: pirita, pirita arseniosa, arsenopirita y marcasita. Subordina-dos y raros: oropimente, realgar, estibina, esfale-rita, cinabrio, barita, oro nativo. Pueden aparecer cantidades trazas de galena, calcopirita, plata na-tiva, electrum, tetraedrita/tenantita, pirrotita, cove-lina y minerales raros de Tl. Minerales oxidados: travertino, goethita, limonita, hematites, estibico-nita (Sb3+Sb5+2O6OH), óxidos de Fe y Mn.

Los cristales de pirita suelen ser muy pequeños (< 0,5 mm) y pueden ser framboidales, euhédri-cos o formar masas y granos anhédricos. Nor-malmente su contenido en las zonas minerales varía entre 5 % y 10 %, aunque en algunos de-pósitos aparecen zonas con 5 % - 30 % de pirita, marcasita, oropimente y realgar.

El Au aparece en forma de solución sólida, en anillos ricos en As dentro de los granos de pirita y arsenopirita (y de la pirita arseniosa). También aparece en forma libre, con tamaño de nanopar-tículas e íntimamente asociado con material ar-cilloso - carbonoso. Estas características hacen que la mena sea clasificada como Au refractario, de difícil procesamiento tecnológico (Su et al., 2008).

La pirita, marcasita y arsenopirita generalmente reemplazan a minerales portadores de Fe y for-man diseminaciones en las rocas hospederas de la mineralización. Ellas generalmente son de gra-no fino, con tamaños entre 1 mm y 1 µm (micrón). En algunos depósitos aparecen pirita y marcasita

botrioidal tardías. La mayoría del realgar, la esti-bina, el cinabrio y la barita rellenan los espacios abiertos a lo largo de las fracturas y zonas de bre-chas.

Las menas formadas por jasperoides se distin-guen por su fuerte silicificación. Normalmente presentan pirita y marcasita diseminada y suelen carecer de oropimiente y realgar.

Mientras en los depósitos del subtipo chino (ver división según ley - tonelaje) son ampliamente reportadas la arsenopirita, la estibina, la calcopi-rita, la pirrotita, y la magnetita, estos minerales son más escasos en el subtipo norteamericano. Otra diferencia es que la arsenopirita es uno de los principales minerales portadores de Au en los depósitos del subtipo chino, jugando un papel despreciable en el subtipo norteamericano. En los depósitos del tipo norteamericano la presen-cia de Au en minerales cabonatados y en sericita es rara. En cambio, es abundante en el caso del subtipo chino.

Mineralogía de ganga. Principales: calcita, cuar-zo. Subordinados: dolomita, feldespatos, hidromi-ca, sericita, fluorita, illita, dickita, tremolita, barita, calcedonia, apatito, epidota, clorita, ankerita, si-derita, biotita y carbono orgánico (kerógeno, bitu-men, pirobitúmenes, grafito). En zonas oxidadas aparecen alunita, caolinita, jarosita, y yeso. El contenido de materia orgánica en las capas car-bonosas oscila entre 0,5 % y 2, 78 %.

La paragénesis mineral, en general, puede divi-dirse en tres etapas: premenífera, menífera y me-nífera tardía (Cline, 2001: Almeida et al., 2010). En el ejemplo de las zonas de alta ley de Au en el yacimiento Cortez Hills (Nevada, USA) es, de manera resumida, la siguiente: 1) Pirita diage-nética depositada en sedimentos carbonatados. 2) Conjunto de minerales premeníferos, al pare-cer relacionados con metamorfismo de bajo gra-do, que incluye esfalerita, calcopirita y tremolita. 3) Minerales de alteración de la etapa menífera (illita, jasperoides meníferos, sulfuros de Fe ricos en Au y elementos trazas). 4) Minerales ricos en Hg y Tl, precipitados en una etapa menífera tar-día, inmediatamente después de la precipitación de los sulfuros de Fe portadores de Au. 5) Etapa menífera tardía a postmenífera, con realgar y cal-cita asociadas con el enfriamiento y colapso del sistema hidrotermal (Clark, 2012).

Texturas y estructuras. Textura masiva, bre-chosa, de reemplazamiento, de disolución, de

stockwork y bandeada. Estructura euhédrica, an-hédrica, framboidal, botrioidal, zonal.

Alteraciones hidrotermales. Descarbonati-zación, silicificación, argilitización, a veces do-lomitización y carbonatización. Es frecuente el desarrollo de brechas hidrotermales. Las zonas mineralizadas presentan fuerte silicificación, ro-deadas por áreas de intensa descarbonatización. Ellas son moderadamente competentes, permea-bles y porosas. Raras veces se presenta la car-bonatización y la sericitización. En los depósitos del subtipo Carlin en falla, las alteraciones hidro-termales se extienden lejos de las fallas y zonas de fracturas, a lo largo de los estratos más reacti-vos y/o permeables. Algunos depósitos presentan modificaciones producidas por metamorfismo de contacto (skarns y corneanas).

La silicificación ocupa un lugar central en el de-pósito y con ella se asocian las vetas de sílice y los jasperoides. A su alrededor se desarrolla la argilitización y la descarbonatización (Schroeter y Poulsen, 1996). Esta zonación no es siempre claramente observable y los tres tipos de alte-ración acompañan a la mineralización aurífera, aunque la descarbonatización suele ser la que se desarrolla a mayor distancia fuera de la zona mi-neralizada. El grado de silicificación varía en in-tensidad, desde dispersas vetas de cuarzo hasta el reemplazamiento total de la roca, acompañada por la formación de jasperoides.

En las zonas mineralizadas y silicificadas, el cuarzo suele presentar colores oscuros, con una distintiva textura sacaroidal. En los cuerpos mine-rales puede ser abundante y en algunos lugares constituir hasta el 95 % de su volumen. Puede presentarse tanto en cristales euhédricos como anhédricos, generalmente de tamaño pequeño (inferior a un milímetro). Los cristales anhédricos de cuarzo pueden contener inclusiones de carbo-nato o de material residual oscuro.

Los jasperoides son rocas fuertemente silicifica-das, frágiles y muy fracturadas, que forman cuer-pos concordantes y discordantes con las rocas encajantes. Presentan una alta permeabilidad y, por lo general, aparecen oxidizados incluso a grandes profundidades, en algunos casos supe-riores a los 300 metros. En cambio, la roca que los rodea suele estar oxidizada solo hasta profun-didades someras.

Los jasperoides aflorantes presentan texturas masiva, estratificada, fracturada, sin recementa-ción por subsiguientes generaciones de sílice, y

brechada con recementación con sílice. El color incluye tonos pardos, amarillos, naranjas y ro-jos, además de negro, púrpura claro, gris y oliva. Una mezcla de colores en diseño floreado libre se observa en la variedad denominada variopin-ta. Otras muestras presentan un color en las bre-chas y otro en la sílice cementante. La sílice del jasperoide es típicamente de grano fino a cripto-cristalina. Las rocas que rodean a los jasperoides generalmente están descarbonatizadas y argiliti-zadas a consecuencia del ataque ácido desarro-llado por los fluidos supergénicos.

En algunos cuerpos de jasperoides las estructu-ras sedimentarias y los pliegues pequeños son preservados. En otros, el brechamiento local y su cementación por la sílice borran todo rastro de ellas. En adición al cuarzo, los jasperoides co-múnmente contienen restos de calcita y/o dolomi-ta pertenecientes a la roca original, óxido de Fe seudomórfico posterior a la pirita, así como he-matites, jarosita, sericita, halloysita, barita, pirita, estibina y óxidos de Sb. También pueden conte-ner material carbonoso, azufre nativo, minerales hidratados aluminoso - fosfatados (variscita y wa-velita), apatito y Au nativo. El contenido de Au es comúnmente acompañado por un incremento en la halloysita, que rellena fracturas, y del óxido de Fe. Las cavidades en los jasperoides suelen es-tar rellenas con cuarzo blanco de grano grueso y, menos frecuentemente, con caolinita y barita.

La descarbonatización remueve grandes canti-dades de carbonatos dentro de las rocas hospe-deras y genera dentro de ellas una considerable cantidad de residuos insolubles, que consisten esencialmente en una mezcla de limolita y ma-terial carbonoso. Se trata de un material detrítico o tizne de grano fino y de color negro, que sue-le contener cuarzo y pirita. Sincrónicamente con esta alteración ocurre la silicificación. La silicifi-cación y la dolomitización están estrechamente relacionadas con la mineralización aurífera (Xia et al., 2012).

La argilitización forma vetillas de illita y de cuarzo - illita, a veces con pirita y arsenopirita. Las rocas argilitizadas, en general, contienen cuarzo, illita, montmorillonita, esmectita, caolinita, óxidos de Fe, sericita, calcita y/o dolomita, alunita y jarosita.

Las zonas sericitizadas coinciden más estrecha-mente con las zonas de alto contenido de Au. Ellas son mineralógicamente similares a las zo-nas argílicas, pero con mucho más sericita en su composición. Las rocas ígneas máficas también presentan sericitización, con sustitución de los


minerales máficos por carbonato, sericita y pirita (Tucker et al., 2013).

La descarbonatización, ampliamente distribuida en los depósitos del subtipo norteamericano, es menos común y dominante en el subtipo chino. Algo similar ocurre con los cuerpos de jasperoi-des.

Controles de mena. Presentan un control es-tructural, estratigráfico y magmático, fuertemen-te vinculado a estructuras de circulación cortical profunda de las aguas subterráneas (Cline et al., 2005; Muntean et al., 2011). El principal fac-tor controlador es la permeabilidad (Tucker et al., 2013), la que a su vez es controlada por la poro-sidad de las rocas, las fallas, las zonas de cizalla, los ejes de los pliegues y las zonas de brecha. Otros agentes controladores de la permeabilidad son los estilolitos y las vetillas.

Para los depósitos del subtipo Carlin estratoli-gado el control es estratigráfico - estructural, re-presentados por el control litológico y las áreas estructuralmente levantadas (pliegues anticlina-les y domos), mientras para los del subtipo Carlin en falla es esencialmente tectónico, por lo general representado por fallas normales de buzamiento abrupto, aunque hay casos en que están presen-tes fallas de deslizamiento por el rumbo e inver-sas, con sus correspondientes zonas de cizalla.

De acuerdo con Berger et al. (2014), el 64 % de los depósitos se relacionan con sistemas de fa-llas o zonas de falla, que son del tipo normal y yacencia abrupta en la mayoría de los casos. Un 19 % de los depósitos se relacionan con estruc-turas compresivas, tales como planos de estrati-ficación cizallados. Por otro lado, el 42 % de los depósitos chinos están controlados por anticlina-les y domos.

El predominio del control estructural o del estra-tigráfico no influye significativamente en el tama-ño ni en la ley de los depósitos, por lo que puede afirmarse que no representan un factor crucial en este sentido. En cambio, el control magmático sí influye en el tamaño de los depósitos, a través de la posición de los depósitos con respecto a los cuerpos intrusivos. Así, los ubicados en po-sición distal (no asociados espacialmente con cuerpos intrusivos) son los más pequeños. A su vez, los ubicados en posición periférica (asocia-dos con diques) resultan generalmente más pe-queños que los localizados en posición proximal (asociados con stocks y sills). Esto se traduce en un mayor contenido de Au metálico en aquellos

depósitos que están más íntimamente asociados con cuerpos magmáticos intrusivos (Berger et al., 2014). A su vez, la acción simultanea de los fac-tores magmático y estructural hace que los de-pósitos sean significativamente mayores, sin que exista influencia apreciable sobre la ley de las menas auríferas.

Modelo genético. El ambiente geodinámico de formación de los depósitos del tipo Carlin pue-de ser descrito como una sucesión de ambien-tes, iniciada con uno de riftogénesis continental y acumulación de una secuencia de margen conti-nental, seguida por un ambiente orogénico com-presivo, los que establecen una arquitectura premineral de fallas escalonadas de buzamiento abrupto, que sirven de vías de migración a los fluidos mineralizados, y de trampas someras (ubi-cadas entre 1 km y 8 km de profundidad), for-madas por rocas carbonatadas reactivas piríticas y carbonosas. Estas rocas forman parte de an-tiguos márgenes continentales o de cuencas de antepaís localizadas por delante de un frente de sobrecorrimiento que avanza sobre ellas (Cline et al., 2005; Xia et al., 2012). De este modo, las ro-cas silicoclásticas, no reactivas y menos permea-bles, son emplazadas sobre rocas carbonatadas reactivas y más permeables. Dentro de esta ar-quitectura regional, las áreas estructuralmente elevadas (anticlinales y domos) de la secuencia carbonatada autóctona son las que normalmente funcionan como sitios de deposición de mena y, eventualmente, pueden aflorar en ventanas tectó-nicas como resultado de la erosión de la secuen-cia alóctona suprayacente.

La presencia por largo tiempo de anomalías po-sitivas del gradiente geotérmico a escala regional es un factor favorable para la formación de fluidos hidrotermales sobrepresurizados dentro de una gran área en el manto superior y la corteza pro-funda. La formación de estos fluidos tiene en un régimen tectónico regional dominado por el es-trés compresivo. Al ser sustituido luego este ré-gimen por uno extensional, los fluidos, de origen magmático y/o metamórfico, pueden migrar des-de el manto hasta la corteza superior a lo largo de las estructuras regionales. Finalmente, después de sufrir diversos cambios físico - químicos, como resultado de su interacción con las diferentes lito-logías atravesadas, y de experimentar pérdidas de presión, los fluidos hidrotermales alcanzaron los sitios de deposición de mena, situados en la corteza superior, y formaron los depósitos aurífe-ros (Zhang et al., 2010; Xia et al., 2012).

Los fluidos mineralizados que forman este tipo de depósito normalmente son ligeramente ácidos, por lo que su circulación a través de las rocas carbonatadas produce la disolución de los carbo-natos, lo que a su vez se traduce en un aumento de su permeabilidad. A este proceso le sigue la precipitación de cuarzo y pirita arseniosa porta-doras de Au, así como de pequeñas cantidades de minerales con As, Tl, Sb y Te. (Muntean et al., 2011; Tucker et al., 2013).

El gran incremento del contenido de pirita en la roca hospedera, suministra núcleos adecuados para la ulterior precipitación de pirita rica en Au. Esta precipitación secundaria sobre los cristales de pirita temprana, por lo común, está enriqueci-da en As y otros elementos trazas (Tucker, et al., 2013).

Los depósitos se formaron a profundidades so-meras y a temperaturas moderadas, entre 175 0C y 275 0C. Los fluidos hidrotermales minerali-zados son de baja salinidad, con valores entre 1 % - 7 % de NaCl equivalente, con predomi-nio de los valores entre 1 % y 3 % de NaCl equi-valente. La fase volátil dominante en ellos es el CO2 soliendo haber pequeñas cantidades de N2, y de CH4. De igual manera, ellos contienen sufi-ciente cantidad de H2S para poder transportar Au (Cline et al., 2005; Zhang et al., 2010; Chen et al., 2011; Xia et al., 2012). Estos fluidos hidrotermales descarbonatizaron, argilitizaron y silicificaron las rocas encajantes. El Fe liberado de las rocas en-cajantes, al reaccionar con el S reducido presente en el fluido, provocó la precipitación de la pirita y arsenopirita diseminada, portadoras del Au sub-microscópico.

El comportamiento termodinámico calculado de las soluciones acuosas ricas en H2S, en enfria-miento y en contacto con rocas sedimentarias carbonatadas pobres en Fe (Heinrich, 2005), in-dica que la solubilidad del Au permanece elevada a temperaturas del orden de los 1500C. Igual-mente, muestra que en los fluidos hidrotermales moderadamente oxidizados y con pH cercano al neutral se mantiene un exceso de H2S con res-pecto al Fe disponible. Evidencias de este com-portamiento físico - químico han sido observadas en los depósitos de Nevada (USA) y en los de Guizhou (China). De igual manera, las evidencias observadas sugieren que la separación de fases (ebullición del fluido) no jugó un papel importante en la acumulación del Au (Xia et al., 2012). El bajo contenido de Fe medido en las inclusiones fluidas (por debajo de 400 μg/g) y la presencia, dentro del cuarzo jasperoidal, de muchas inclusiones re-

lícticas de dolomita ferrosa, sugieren que el Fe existente en los sulfuros fue adquirido a través de la disolución del carbonato ferroso presente en las rocas hospederas (Su et al., 2008). Una con-clusión similar se deriva de los estudios realiza-dos en los depósitos de Nevada (Hofstra y Cline, 2000; Cline et al., 2005).

La sulfuración de las rocas hospederas ricas en carbonatos ferrosos por la acción de fluidos mine-ralizados ricos en H2S, que contienen complejos Au(HS)-2 o Au(HS)0, así como H3AsO3 (aq) puede extraer el Au de la solución y transformar el car-bonato ferroso en pirita arseniosa (Pokrovski et al., 2002).

Los fluidos pueden reaccionar con las rocas hos-pederas carbonosas y ricas en carbonatos ferro-sos o hacerlo al mezclarse con fluidos de poro, previamente equilibrados con la secuencia lito-lógica reducida y portadores de Fe+2 y CH4

-. En conclusión, puede afirmarse que el proceso de reducción del fluido y de sulfuración de las rocas encajantes desencadenado por la acción del flui-do hidrotermal mineralizante rico en H2S, es el principal mecanismo de precipitación del Au en los depósitos del tipo Carlin (Xia et al., 2012).

El proceso básico de mineralización, representa-do por la descarbonatización de las rocas hospe-deras, la precipitación del Au y los sulfuros y la formación de las vetas carbonatadas puede ser descrito químicamente mediante el siguiente con-junto de reacciones (Xia et al., 2012):

I) Descarbonatización

CO2 (g) + H2O = H2CO3 (g) (1)

2 H2CO3 (g) + (Ca, Fe) [CO3]2 (s) = Fe2+ (ac) + Ca2+ (ac) + 4 HCO3-(ac) (2) II) Precipitación del Au y los sulfuros

Au (HS) 2- (ac) + 0, 5 H2 (g) = Au0(s) + H2S(g)

+ HS-(ac) (3)

2 H2S (ac) + Fe2+ (ac) = FeS2(s) + 2H+ (ac) + H2 (g) (4)

HS- (ac) + Fe2+

(ac) = FeS(s) + H+ (ac) (5)

III) Formación de vetas de carbonato

Ca2+ (ac) + CO3

2- (ac) = CaCO3(s) (6)


Los fluidos tiene una fuente magmática (Ressel et al., 2000) o metamórfica profunda (Hofstra y Cline, 2000), con un variable grado de mezcla con aguas meteóricas. También puede ser aguas meteóricas de circulación profunda o somera (Emsbo et al., 2003). El S, por su parte, es de origen sedimentario y/o magmático (Cline et al., 2005; Xia et al., 2012).

Los depósitos del tipo Carlin se forman a un ran-go de temperatura similar al de los depósitos epitermales de Au, pero bajo presiones significa-tivamente mayores y a una profundidad superior, entre 4 Km y 6 km. Por otro lado, el régimen tér-mico en que ellos se forman y las características de los fluidos hidrotermales formadores de me-na son similares a los presentes en los depósi-tos orogénicos de Au. Por ello, algunos autores, como Xía et al. (2012) los consideran un miembro extremo, relativamente frío, de la familia de los depósitos orogénicos.

Un elemento de interés a destacar es que los de-pósitos que están asociados con cuerpos de ro-cas intrusivas (diques, sills y stocks) presentan una ley promedio general de Au más elevada que los depósitos no asociados con ellas (Berger et al., 2014).


Firma geoquímica. Presencia de la asociación Au-As-Hg-Tl, la que puede estar acompañada por Te, Sb, Mo, Zn, Pb y Ag. En ocasiones apa-recen anomalías de NH3. Estos elementos están estrechamente asociados con la mineralización aurífera y suelen estar espacial y estadísticamen-te asociados dentro y en la vecindad de la proyec-ción vertical de los depósitos minerales (Zhang et al., 2003). Los métodos más eficaces son el litogeoquímico y el de flujo de dispersión, aun-que las anomalías también pueden ser localiza-das mediante geoquímica de suelo. Presencia de anomalías hidrogeoquímicas de Au y As.

En Nevada (USA) aparece un grupo de elemen-tos, formado por P, U, La, Ga, Zn, Mo, V, Ni, Cu, Cd y Ag que están espacial y estadísticamente asociados unos con otros, pero sin exhibir ningu-na relación con los elementos indicadores de la mineralización tipo Carlin (Patterson, 2009).

Los valores de б18O en las rocas carbonatadas situadas dentro y alrededor de la proyección ver-tical de los depósitos minerales están deprimidos con respecto a los de las rocas de igual compo-sición situadas en áreas no mineralizadas. En

cambio, los valores de б13C no muestran ningún patrón zonal respecto a la mineralización. Por otra parte, la ankerita y la dolomita ferrosa forman un halo más continuo hacia las áreas mineralizadas (Patterson, 2009).

La geoquímica orgánica también puede ser útil en la exploración. Valores más bajos del índice de hidrógeno (IH), determinados mediante piroli-sis Rock Eval, indican un grado más alto de ma-duración de la materia orgánica, relacionada con la profundidad de enterramiento de la secuencia sedimentaria y con la circulación por ella de flui-dos hidrotermales. De esta manera, este paráme-tro permite cartografiar la distribución espacial de la huella de las anomalías térmicas generadas por el sistema hidrotermal responsable de la for-mación del depósito mineral. En el ejemplo del depósito Alligator Ridge (Nevada), las muestras mineralizadas con Au y no portadoras de pirobitú-menes presentan un IH promedio de 27, mientras las muestras procedentes de rocas no minerali-zadas, también libres de pirobitúmenes, tienen un IH promedio de 42 (Ilchik, et al., 1996). La re-presentación espacial de este índice en planta y en perfiles revela, de igual modo, la existencia de un fácilmente reconocible gradiente desde el me-dio encajante inalterado hacia la parte central de los cuerpos minerales y zonas de alteración hi-drotermal. Por otra parte, la relación C/H en las muestras no mineralizadas varía entre 0,5 y 0,6, mientras que en las mineralizadas con Au es más bajo (Ilchik, et al., 1996).

Firma geofísica. Las imágenes satelitales mul-tiespectrales brindan una gran ayuda en la de-limitación de las principales fronteras litológicas, zonas estructurales y de alteración hidrotermal. Los métodos magnéticos y electro magnéticos (en sus variantes aéreas y terrestres) permiten delinear los contactos intrusivos, las unidades li-tológicas y las fallas que las afectan, así como detectar zonas de alteración. La identificación di-recta de los depósitos, sin embargo, resulta muy difícil, aunque se puede utilizar el PI para detectar la mineralización sulfurosa diseminada.

Otras guías de exploración. Regiones con pre-sencia de elevados estructurales en secuen-cias carbonatadas autóctonas situadas –o que estuvieron situadas en un pasado no muy re-moto– por debajo de secuencias alóctonas so-brecorridas. Dentro de estas regiones, las zonas de dilatación desarrolladas en un ambiente tectó-nico extensional postorogénico y vinculadas con nudos tectónicos, son particularmente favorables para la mineralización. Aparición de calizas impu-

ras (arenosas, limolíticas y arcillosas), con abun-dante materia orgánica. Existencia de vetas de carbonato asociadas con la descarbonatización.


Ley y tonelaje. Sobre la base de los datos colec-tados, correspondientes a 118 depósitos Berger et al. (2014) confeccionaron un modelo general de ley - tonelaje para los depósitos del tipo Carlin. Dentro de este modelo general, ellos distinguen dos subtipos: El Au diseminado Carlin (o subtipo norteamericano), representado por 88 depósitos situados en los Estados Unidos, Indonesia, Mala-sia e Irán, y el subtipo Au diseminado chino, re-presentado por 30 depósitos, ubicados todos en China.

De acuerdo con el modelo general de ley tonela-je, para el 90 percentil, la masa de mena es de 930 mil toneladas de mena, con 0,89 g/t de Au. Para el 50 percentil la masa de mena asciende a 5,7 millones de toneladas, con 2,9 g/t de Au. Para el 10 percentil, la masa de mena totaliza 76 millones de toneladas, con 8,3 g/t de Au y 0,65 g/t de Ag.

Según el modelo de ley tonelaje construido para el subtipo norteamericano, para el 90 percentil la masa de mena es de 940 mil toneladas, con 0,83 g/t de Au. Para el 50 percentil la masa de mena es de 7,1 millones de toneladas, con 2,0 g/t de Au. Al 10 percentil le corresponde una masa de mena ascendente a 110 millones de toneladas, con 8,4 g/t de Au y 0,78 g/t de Ag.

Con respecto a los depósitos del subtipo chino, el 90 percentil corresponde a 920 mil toneladas de mena, con 2,3 g/t de Au. Para el 50 percentil, la masa de mena asciende a 3,9 millones de to-neladas, con 4,6 g/t de Au. Para el 10 percentil, la masa de mena es de 16 millones de toneladas, con 6,8 g/t de Au.

Dentro de zonas con elevados contenidos de Au, la ley de la mena puede localmente ser superior a 32 g/t, como ocurre en el yacimiento Cortez Hills, situado en Nevada, USA, donde llega hasta 976 g/t (Clark, 2012).

Limitaciones económicas. Las menas de estos depósitos son refractarias y, por tanto, de difícil procesamiento. Ello se debe a que el Au se en-cuentra dentro de la pirita y la marcasita en for-ma de granos submicroscópicos, con tamaños del orden de algunos micrones, y a que el car-bono presente en la roca puede extraer el Au de

La débil acidez de las soluciones hidrotermales portadoras de Au da lugar a que los minerales de carbonato ferroso presentes en las rocas hos-pederas atravesadas por el fluido se disuelvan, provocando la liberación del Fe y el Ca dentro del sistema hidrotermal (reacciones 1 y 2), es decir, la descarbonatización de estas rocas. Por otra parte, el aurocomplejo Au(HS)2- existente en la solución hidrotermal es descompuesto, ba-jo condiciones relativamente reducidas, en H2S y HS- especies químicas que entran en el siste-ma hidrotermal (reacción 3). Luego ambas, junto con el Fe2+ liberado de los minerales carbonata-dos, forman la pirita (reacciones 4 y 5). Estas re-acciones de sulfuración son acompañadas por la liberación de cationes H+, que al acidificar la solu-ción, conservan su capacidad para disolver más carbonato ferroso. De este modo, el proceso de sulfuración promueve la ulterior disolución de una cantidad cada vez mayor de minerales carbona-tados ferrosos y la correspondiente liberación de cantidades crecientes de Fe2+ dentro del sistema hidrotermal. De esta forma, la sulfuración puede permitir la sobresaturación del Au en la solución y finalmente provocar la precipitación de granos Au nativo y su acumulación en la superficie o en los márgenes de los granos de la arsenopirita (o de la pirita arseniosa). El Ca liberado en el proceso de descarbonatización puede ulteriormente ser invo-lucrado en la formación de vetas de calcita tardía (reacción 6), acompañando a vetillas auríferas o cortándolas a ellas. Todo lo anterior implica que la abundancia de carbonatos ferrosos dentro de las rocas carbonatadas es un importante factor en la formación de depósitos de gran tamaño.

El aprovechamiento de las zonas más permea-bles por los fluidos mineralizados es mejorado por el proceso de descarbonatización de la ro-ca hospedera. A medida que este proceso pro-gresa, una cantidad variable de carbonatos es removida y en el espacio creado se produce la precipitación y cristalización del cuarzo. La textu-ra euhédrica del cuarzo indica que su formación tuvo lugar después de ser creado el espacio que él ocupa. El progreso gradual del proceso de re-moción de los carbonatos alrededor de las áreas inicialmente más permeables desemboca en la formación de brechas de colapso. Tanto el cuarzo euhédrico como el de grano más fino forman en-tonces la matriz de estas zonas de brechas junto con la illita, el realgar tardío, la calcita y la fluori-ta. El resultado final extremo de este proceso es la formación de zonas de brechas mineralizadas auríferas.


Cline, J. S., A. Hofstra, J. L. Muntean, R. M. Tos-dal, K. A. Hickey, 2005. Carlin-Type Gold Deposits in Nevada: Critical Geologic Characteristics and Viable Models. Economic Geology 100th Anniver-sary Volume: 451-484.

Emsbo, P., A. H. Hofstra, E. A. Lauha, G. L. Griffin, R. W. Hutchinson, 2003. Origin of high grade gold ore, source of ore fluid components and genesis of the Meikle and neighboring Carlin-type depo-sits, north Carlin Trend, Nevada. Economic Geo-logy 98: 1069 - 1105. ISSN 0361-0128.

Emsbo, P., D. I. Groves, A. H. Hofstra, F. P. Bier-lein, 2006. The giant Carlin gold province—A protracted interplay of orogenic, basinal, and hy-drothermal processes above a lithospheric boun-dary. Mineralium Deposita, 41: 517 - 525.

Heinrich, C. A., 2005. The physical and chemical evolution of low-salinity magmatic fluids at the porphyry to epithermal transition. A thermodyna-mic study. Mineralium Deposita, 39 (8): 864 - 889. ISSN 0026-4598.

Hofstra. H., J. S. Cline, 2000. Characteristics and models of Carlin-type gold deposits. Reviews in Economic Geology, 13: 163 - 220. ISSN 07410123.

Ilchik, R. P., G. H. Brimhall y H. W. Schull, 1996. Hidrotermal Maturation of indigenous Organic Matter at the Alligator Ridge Gold Deposits, Neva-da. Economic Geology, 81 (1): 113-130.

Muntean, J. L., J. S. Cline, A. C. Simon, A. A. Lon-go, 2011. Magmatic-hydrothermal origins of Neva-da’s Carlin-type gold deposits. Nature, 4: 122-127.

Oancea, D., 2008. Carlin: Where the Train Stops... and the Gold Rush Begins. MINING.com July: 42 - 43.

Patterson, M. L., 2009. Hydrothermal footprint of Carlin-type gold deposits at the district scale: Je-rritt Canyon mining district, Elko County, Nevada. Thesis M. Sc. University of Nevada, Reno, 255 págs. ISBN 9781109145113.

Pokrovski, G. S., S. Kara, J. Roux, 2002. Stabili-ty and solubility of arsenopyrite, FeAsS, in crus-tal fluids. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66 (13): 2361 - 2378. ISSN 0016- 7037.

Schroeter, T., H. Poulsen, 1996. Carbonate-hos-ted disseminated Au-Ag; En Selected British Co-lumbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, D.V. Lefebure and T. Höy, Editors, British Columbia

Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resour-ces, págs. 9-12.

Ressel, M. W., D. C. Noble, C. D. Henry, W. S. Trun-del, 2000. Dike hosted ores of the Beast depo-sit and importance of Eocene magmatism in gold mineralization of Carlin trend. Economic Geology, 95 (7): 1417 - 1444. ISSN 0361-0128.

Tucker, M. J., C. J. R. Hart, R. C. Carne, 2013. Geology, alteration, and mineralization of the Car-lin-type Conrad zone, Yukon. En: Yukon Explora-tion and Geology 2012, K. E. MacFarlane, M. G. Nordling y P. J. Sack (eds.), Yukon Geological Sur-vey, págs 163-178.

Su, W. C., B. Xia, H. T. Zhang, X, C. Zhang, R. Z. Hu, 2008. Visible gold in arsenian pyrite at the Shuiyindong Carlin-type gold deposit. Guizhou, China: implications for the environment and pro-cesses of ore formation. Ore Geology Reviews, 33 (3): 667 - 679. ISSN 0169-1368.

Xia, Y., W. Su, X. Zhang, J. Liu, 2012. Geochemis-try and Metallogenic Model of Carlin-Type Gold Deposits in Southwest Guizhou Province, China, Geochemistry - Earth’s System Processes, D. Pa-nagiotaras (Ed.), págs 127 - 156. In Tech. ISBN: 978-953-51-0586-2.

Zhang, X.C., B. Spiro, C. Halls, C. Stanley, K. Y. Yang, 2003. Sediment hosted disseminated gold deposits in southwest Guizhou, PRC: Their geolo-gical setting and origin in relation to mineralogical, fluid inclusion, and stable-isotope characteristics. International Geology Review, 45 (5): 407 - 470.

Zhang, Y, Y. Xia, W. Su, Y. Tao, X. Zhang, J. Liu, Y. Deng, 2010. Metallogenic model and prognosis of the Shuiyindong super-large strata-bound Car-lin-type gold deposit, southwestern Guizhou Pro-vince, China. Chinese Journal of Geochemistry, 29 (2): pág. 157.

Zaw, K., S. G. Peters, P. Cromie, C. Burrett, Z. Hou, 2007. Nature, diversity of deposit types and metallogenic relations of south China. Ore Geolo-gy Reviews, 31: 3 - 47.

las soluciones cianuradas. En cambio, las menas oxidadas, con bajos contenidos de sulfuros y de carbono, pueden ser procesadas de un modo mu-cho más fácil. Las menas afectadas por el intem-perismo son, por tanto, de fácil beneficio, pues los procesos de oxidación liberan gran parte del Au contenido en los sulfuros.

Importancia. Este tipo de depósito es una de las principales fuentes de Au a escala mundial. En los Estados Unidos, ellos han producido aproxi-madamente unas 4175 toneladas de Au metálico desde 1965, fecha de entrada en explotación del yacimiento Carlin (Nevada, USA), descubierto en 1961, hasta el 2011 (Oancea, 2008; Berger et al., 2014). Nevada, una de las dos regiones tipo de este modelo, constituye la segunda región aurífe-ra más grande del mundo (Lindsey, 2012), detrás del Wiwatersrand sudafricano.

Bibliografía

Almeida, C. M., G. R. Olivio, A. Chouinard, C. Weakly, G. Poirier, 2010. Mineral paragenesis, alteration, and geochemistry of the two types of gold ore and host rocks from the Carlin-type De-posits in the southern part of the Goldstrike pro-perty, Northern Nevada: Implcations for sources of ore-forming elements, ore genesis, and mineral exploration: Economic Geology, 105: 971-1004.

Berger, V. I., D. L. Mosier, J. D. Bliss, B. C. Mo-ring, 2014. Sediment-hosted gold deposits of the world—Database and grade and tonnage mo-dels (ver. 1.1, June 2014): U.S. Geological Survey Open-File Report 2014–1074, 46 págs. http://dx.doi.org/10.3133/ofr20141074.

Clark, L. R., 2012. Ore and Gangue Mineral Para-genesis of the Cortez Hills Carlin-Type Gold Depo-sit, Nevada: Evidence for Coincident High-Grade Gold Deposition and Collapse Brecciation. MSc Thesis. UNLV Theses/Dissertations/Professional Papers/Capstones. Paper 1716. W: http://digitals-cholarship.unlv.edu/thesesdissertations

Chen, M., J. Mao, F. P. Bierlein, T. Norman, P. J. Utt-ley, 2011. Structural features and metallogenesis of the Carlin-type Jinfeng (Lannigou) gold depo-sit, Guizhou Province, China. Ore Geology Re-views, 43: 217 - 234. Elsevier B.V., doi:10.1016/j.oregeorev.2011.06.009

Cline, J. S., 2001. Timing of gold and arsenic sulfi-de mineral deposition at the GetchellCarlin-type gold deposit, North Central Nevada: Economic Geology, 96: 75 - 90.


Otros Depósitos Hospedados en Secuencias Sedimentarias y Meta-morfizadas.

A continuación se presenta un conjunto de mo-delos de diversa génesis, no agrupados dentro de familias de modelos genéticamente relacio-nados. Aquí se presenta un modelo de depósito puramente sedimentario: el de Mn estratiforme; otro de depósitos formados como resultado de la circulación de fluidos hidrotermales a través de secuencias silicoclásticas y su basamento sub-yacente (vetas polimetálicas de Pb - Zn - Ag en secuencias silicoclásticas), y un tercer modelo, representativo de depósitos modificados por la acción del metamorfismo regional (Pb - Zn - Ag ± Cu tipo Broken Hill). Todos tienen en común el en-contrarse en ambientes geodinámicos de margen continental, intracratónico y de colisión, aunque, en el caso de las vetas polimetálicas, pueden ha-llarse también en ambientes de arco volcánico cordillerano.

El primero de los modelos mencionados consti-tuye la principal fuente de Mn a escala mundial; el segundo puede aportar depósitos de significa-tiva importancia económica. El tercer modelo, en cambio, tiene relativamente poca importancia en la actualidad, aunque fue de gran significación en tiempos anteriores a la primera mitad del si-glo XX.Mn Estratiforme

Identificación

Sinónimos. Mn sedimentario. Mn estratificado de margen de cuenca. Mn marino somero alrededor de cuencas de lutitas negras.

Subtipos de depósitos. Subtipo SEDEX.

Productos. Mn.

Subproductos. Ninguno.

Tipos de depósitos asociados. Depósitos re-lacionados con lutitas negras y hospedados en ellas, como fosforita en lutitas negras, barita es-tratiforme, lutitas negras polimetálicas y Cu ± Ag ± Co hospedado en sedimentos.

Ejemplos mundiales. Urkut (Hungría), Nikopol (Ucrania), Groote Eylandt (Australia). Molongo (México), Atasu (Kazajistán), Kalahari (África del Sur).

Ejemplos cubanos. Mesa I y II (Pinar del Río) La Pimienta (Pinar del Río) es un ejemplo del subti-po SEDEX


Ambiente geodinámico. Cuenca interior o mar-ginal sobre corteza continental estable.

Ambiente deposicional. Depósitos formados en ambientes de aguas someras, entre 15 m y 300 m de profundidad en plataformas continentales ma-rinas y cuencas interiores. La mayoría de estos depósitos yacen en substratos oxidizados, aun-que en dirección a la cuenca pueden presentarse depósitos carbonatados en condiciones reduci-das. Muchos de estos depósitos se localizan den-tro de secuencia transgresivas, cerca de lutitas negras. Los del subtipo SEDEX pueden encon-trarse cerca de depósito de fosforitas hospeda-das en lutitas negras y suelen constituir ocupar una posición distal con respecto a los depósitos polimetálicos del tipo SEDEX.

Rocas hospederas y asociadas. Sedimentos marinos de aguas poco profundas. dolomitas, ca-lizas, arcillas y litofangos esponjosos, areniscas glauconíticas, limolitas y otras rocas clásticas de grano fino.

Edad de la mineralización. Pueden ser de cual-quier edad, excepto del Arqueano. La mayoría de los depósitos se formaron asociados con eventos anóxicos mundiales, en el Paleozoico Inferior y Medio, el Jurásico y el Cretácico. También los hay en el Proterozoico.

Forma del depósito. A grandes rasgos, los de-pósitos tienen forma semianular, semejante al contorno de una duna. Asimismo son estratifor-mes, tabulares o lenticulares, concordantes con la estratificación. El espesor de las zonas enri-quecidas en Mn oscila entre varios metros y 50 metros y se extienden desde 1 km hasta más de 50 km por el rumbo. Por su tamaño, los del subti-po SEDEX suelen ser pequeños.

Zonación del depósito. Algunos depósitos pre-sentan la secuencia completa de facies minera-les, desde las oxidadas en dirección a tierra hasta las facies carbonatadas reducidas en dirección al interior de la cuenca marina. En otros solo apa-recen partes aisladas de una y/o otra zona. La mena intemperizada suele estar enriquecida en Mn en relación con la no intemperizada, siendo usualmente abruptos los contactos entre ambos tipos de mena. En el caso de la mena oxidizada

intemperizada, los óxidos negros son comunes, mientras que cuando el intemperismo actúa so-bre menas carbonatadas, se forman rocas de co-lor pardo (Force et al., 1999).

Mineralogía de mena. Óxidos de Mn: mangani-ta, psilomelano, criptomelano, pirolusita, nsutita. Carbonatos: rodocrosita, kutnahorita, braunita, hausmannita, calcio-rodocrosita. Otros minera-les: hematites, magnetita, goethita, gibbsita, piri-ta, marcasita, estilpnomelano, siderita, greenalita (Force et al., 1999; Laznicka, 2010).

Mineralogía de ganga. Caolinita, esmectita, glauconita, cuarzo, fosfato. Puede aparecer bari-ta, material carbonoso, clorita, siderita y manga-nocalcita.

Texturas y estructuras. Texturas estratificada, masiva, bandeada, microcristalina, oolítica y pi-solítica, laminada rítmica, cavernosa, de desliza-miento, terrosa, fragmentaria y fosilífera.

Alteraciones hidrotermales. Normalmente no existen, pero puede aparecer hematitización, si-licificación y epidotización.

Controles de mena. Los depósitos se forman a lo largo de los márgenes de cuencas estratifica-das donde las aguas someras son oxigenadas y las profundas son anóxicas. Las menas se acu-mulan a lo largo de la intercepción de la frontera redox con los sedimentos platafórmicos. Los si-tios donde la sedimentación clástica es protegida por secuencias transgresivas son los más favo-rables para la acumulación de menas frescas de alta ley.

Modelo genético. Sedimentación marina so-mera de Mn que tiende a formar anillos mine-ralizados alrededor de paleo-islas y de cuecas anóxicas. La precipitación del Mn tiene lugar en la interface entre las aguas marinas oxidizadas (capas rojas, por ejemplo) y las anóxicas, siendo la precipitación del Mn controlado por el potencial redox y el pH.

Para el caso de los carbonatos de Mn, Calvert y Pedersen (1996) sugirieron que en condiciones anóxicas y de alto ritmo de acumulación de ma-teria orgánica los sedimentos situados por deba-jo de la superficie pueden ser enriquecidos en oxi-hidróxidos de Mn, que son liberados en los fluidos diagenéticos generados durante el ente-rramiento sedimentario, sobresaturándolos en Mn con respecto a los carbonatos, lo cual permitiría la precipitación de los carbonatos de Ca - Mn. En

ocasiones, la acción ulterior de fluidos hidroter-males, de 200 0C a 400 0C de temperatura, provo-ca una concentración adicional del manganeso, lo que genera zonas de alta ley (de hasta 50 % de Mn) dentro del depósito afectado por ellos.

Los depósitos de Mn estratiforme del subtipo SE-DEX suelen estar asociados genéticamente con los depósitos de sulfuros masivos polimetálicos del tipo SEDEX


Firma geoquímica. Anomalías de Mn. La rela-ción Mn/Fe es un indicador local de la morfología de la cuenca, que puede reflejar la separación del Mn del Fe por precipitación de éste último en for-ma de pirita. Algunos de los grandes depósitos de Mn coinciden con excursiones positivas de la б13C o son ligeramente posteriores a ellas. Por eso, las anomalías isotópicas de б13C pueden indicar ho-rizontes estratigráficos favorables para la explora-ción de manganeso.

Firma geofísica. En general, la exploración geofísica no es efectiva en este tipo de depósito. Según Force et al. (1999), las zonas de enrique-cimiento supergénico pueden ser estudiadas me-diante el campo natural (potencial espontáneo).

Otras guías de exploración. Presencia de se-cuencias sedimentarias marinas someras cerca-nas a acumulaciones de lutitas negras. Presencia de débil sedimentación clástica, lo cual favorece la concentración del Mn. Los carbonatos de Mn aparecen en dirección al interior de la cuenca con respecto a los depósitos de óxidos de Mn. La presencia de sílice-glauconita laminada biogé-nica es un indicador favorable para la presencia de óxidos de Mn. También la presencia de una zona de intemperismo profunda en el área pers-pectiva puede constituir un factor favorable. En secuencias precámbricas, la presencia asociada de lutitas negras y formaciones de Fe bandeado caracterizan a las secuencias más favorables.


Ley y tonelaje. Para el 90 percentil la masa de mena es de 190 mil toneladas; para el 50 per-centil es de 7,3 millones de toneladas y para el 10 percentil es de 280 millones de toneladas. En cuanto a la ley de mena, para el 90 percentil es de 15 % de Mn, para el 50 percentil es de 31 % de Mn y para el 10 percentil es de 49 % de Mn y 0,2 % de P (Mosier et al., 1986). Un depósito prome-dio contiene 6,3 millones de toneladas de mena,


con un 30 % de MnO. Se consideran menas de alta ley aquellas que contienen más de 37 % de Mn (Force et al., 1999).

Limitaciones económicas. La demanda mun-dial de Mn está muy estrechamente vinculada a la industria del acero, que actualmente lo deman-da básicamente en forma de aleaciones por lo que la mayor parte de su minería está integrada a la producción de aleaciones. Por consiguiente, esta es la forma predominante de entrada de este metal al mercado.

Importancia. Los depósitos de este tipo son la principal fuente de abastecimiento de Mn del mundo. Algunos de estos depósitos están sustan-cialmente enriquecidos como resultado de la ac-ción del intemperismo.

Bibliografía

Calvert, S. E., T. F. Pedersen, 1996. Sedimentary Geochemistry of Manganese - Implications for the Environment of Formation of Manganiferous Black Shales. Economic Geology, 91: 36-47.

Force, E. R., S. Paradis, G. J. Simandl, 1999. Sedi-mentary Manganese. En Selected British Colum-bia Mineral Deposit Profiles, Volume 3, Industrial Minerals, G. J. Simandl, Z. D. Hora y D. V. Lefe-bure, Editors, British Columbia Ministry of Energy and Mines, Open File 1999-10.


Mosier, D. L., D. A. Singer, D. P. Cox, 1986. Grade and Tonnage Model of Stratiform Mn; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P., D. A. Singer Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693.291 págs.

Pb - Zn - Ag ± Cu Tipo Broken Hill

Identificación

Sinónimos. Tipo Shuswap; Zn – Pb. Tipo Amme-burg; Tipo Jervois

Subtipos de depósitos. Zn - Mn - Pb ± Cu Bal-mat.

Productos. Pb, Zn, Ag.

Subproductos. Cu, Au, barita ± Mn.

Tipos de depósitos asociados. Pb - Zn - Ag Ex-halativo - sedimentario. Au orogénico en pizarras negras. Vetas polimetálicas de Pb - Zn, Vetas de W - Mo.

Ejemplos mundiales. Broken Hill, Cannington, (New South Wales, Australia), distrito mineral Bergslaggen (Suecia), distrito mineral Aggeneys, Gamsberg (República Sudafricana), Kholodnina (Siberia Central, Rusia). Balmat (New York, USA.)

Ejemplos cubanos. Isabel Rosa (Pinar del Río)


Ambiente geodinámico. Secuencias fuertemen-te deformadas y metamorfizadas, comúnmente cinturones móviles precámbricos, formadas en ambientes de rift continental o de margen conti-nental.

Ambiente deposicional. Secuencias sedimen-tarias marinas, con subordinadas volcanitas, usualmente félsicas, vinculadas a ambientes tec-tónicos extensionales. Las deformaciones y el metamorfismo enmascaran las relaciones origi-nales entre las diferentes litologías presentes y las condiciones de formación de los depósitos, los que con frecuencia son de carácter metamor-fizado.

Rocas hospederas y asociadas. Metamorfitas de alto grado, que van desde paragneis biotítico o sillimanítico (raramente granulítico) a esquis-tos, meta-cuarcitas, silicatos de Ca - Mg o Mn y mármol. Esquistos calcáreos con laminación del-gada, mármoles impuros, cuarcitas –y menos comúnmente– esquistos grafíticos. Es frecuente la presencia de cuarcita granatífera, que se pre-senta como envoltura alrededor de los cuerpos de sulfuros. También se asocian con secuencias heterogéneas bien laminadas de meta-cuarcitas, mármoles cristalinos, gneis cuarzo - feldespático,

gneis hornbléndico y abundantes esquistos pelí-ticos y calcáreos. Formaciones de hierro bandea-do, silicitas, gahnitas y turmalinitas son comunes como facies distales o en las capas subyacentes. El grado del metamorfismo comúnmente varía desde anfibolítico hasta granulítico (Höy, 1996), con predominio de los protolitos silicoclásticos. Los depósitos del subtipo Balmat se hospedan secuencias dominadas por meta-carbonatos. mármoles dolomíticos y calcíticos.

Edad de la mineralización. Generalmente del Proterozoico al Cámbrico.

Forma del depósito. Son comunes los lentes discontinuos de sulfuros masivos o de sulfu-ro - magnetita, los cuales, por lo general, están fuertemente deformados. Los lentes individua-les tienen espesores entre unos pocos metros hasta decenas de metros, y pueden extenderse longitudinalmente por varios cientos de metros, transicionando a rocas encajantes con sulfuros diseminados (fundamentalmente pirrotita y pirita). Tales horizontes, con mineralización diseminada pobre, pueden extenderse más allá de un kilóme-tro. Los cuerpos minerales, especialmente los de sulfuros masivos o semimasivos, son concordan-tes con la esquistosidad y con sus rocas hospe-deras. Dentro de fallas y zonas de cizalla pueden aparecer cuerpos minerales pequeños y disconti-nuos de baja ley, resultantes de la removilización de un parte de las menas originales a lo largo de estas estructuras, muchas veces rellenadas por milonita y filonitas sericítico - cloríticas. En el caso del subtipo Balmat, los cuerpos pueden ser tabu-lares (concordantes con la secuencia plegada), lenticulares o en forma de bolsones; su espesor varía desde 1 metro hasta 33 metros y su longi-tud por el buzamiento varía entre 10 m y más de 600 m. El contacto entre mena y roca encajante, en este caso, suele ser nítido.

Zonación del depósito. Algunos depósitos muestran zonación lateral, desde menas rica en Pb y Ag hasta silicitas y carbonatos silíceos ricos en Zn.

Mineralogía de mena. Principales: galena, es-falerita, magnetita, pirrotita, pirita. Subordinados: calcopirita, tetraedrita, molibdenita, arsenopirita, löllingita, barita, hematites. Como minerales oxi-dados pueden aparecer goethita, plumbojarosi-ta, coronadita, piromorfita, clorargirita, cerusita, malaquita, azurita, smithsonita, anglesita y óxi-dos de Mn. Algunos depósitos pueden ser ricos en magnetita. En el caso del subtipo Balmat, los minerales de mena principales son esfalerita y pi-


consecuencia del alto grado de metamorfismo. La mayoría de los depósitos que sobreviven al me-tamorfismo de alto grado son los que se forman en cuencas en subsidencia, como los VMS y los SEDEX (Spry et al., 2000). Ello se debe a que, sin duda alguna, la preservación de esos depósi-tos se ve facilitada por su enterramiento bajo una potente pila sedimentaria y/o volcánica más jo-ven. Por otra parte, no todos los depósitos hospe-dados en secuencias metamórficas de alto grado son metamorfizados. En este sentido, Belevtsev (1968) distinguió tres clases o categorías de de-pósitos. 1) depósitos preexistentes metamorfiza-dos; 2) depósitos metamorfogénicos formados durante el metamorfismo y 3) depósitos ultrame-tamórficos, relacionados con el proceso de gra-nitización (migmatización). En el primer caso, las características metamórficas son impresas en una mena que se encontraba en equilibrio con su medioambiente, siendo las menas, zonas de alte-ración hidrotermal y rocas encajantes uniforme-mente afectadas por el metamorfismo regional. En los otros dos casos, en cambio, el metamor-fismo desencadenó procesos modificadores y formadores de mena, como la generación de fun-didos anatecticos, sometidos con posterioridad a procesos de diferenciación y fraccionamiento, acompañados por los correspondientes procesos magmatogénicos y metalogenéticos asociados. Esto, unido a la liberación de agua provocada por los procesos metamórficos de deshidratación, da origen a la formación de fluidos hidrotermales que ascienden hacia los niveles superiores de la corteza terrestre.

Los sulfuros masivos, a causa de su elevada duc-tibilidad en relación con la de sus rocas encajan-tes, se prestan muy fácilmente a la deformación y actúan como plastilina o lubricante en zonas de cizalla y de grandes esfuerzos, lo que da como resultado que estén comprimidos y milonitiza-dos, lo cual a su vez da lugar a la aparición de la textura de bolas (durchbewegung) y de brechas dúctiles en ese tipo de menas. Esta última textu-ra comprende fragmentos triturados, con variado grado de redondeo, de rocas encajantes frágiles comprimidas, escamas disgregadas de esquistos y porfiroblastos rotados de granates, así como meta-cristales de pirita y magnetita, todos em-bebidos dentro de una pasta dúctil de sulfuros, compuesta principalmente por pirrotita, esfalerita y galena. Cuando la deformación mecánica ante-cede al pico del metamorfismo, los sulfuros expe-rimentan recristalización y coalescencia, que da lugar a una textura de mosaico a base de esfa-lerita o galena cristalina, con distintivas fronteras de punto triple en los granos, como se observa

en Broken Hill (Australia), a veces con dispersos porfiroblastos de granates, biotita, estaurolita o gahnita. Por último, ocurre con frecuencia que el bandeamiento metamórfico mimetiza la lamina-ción singenética (Laznicka, 2010).

La morfología de los cuerpos minerales se en-cuentra considerablemente modificada por el metamorfismo dinámico, de modo que los cuer-pos de sulfuros masivos originalmente lenticula-res, quedan transformados en cuerpos tabulares o laminares concordantes con la esquistosidad, desmembrados en menor o mayor grado. La mi-neralización de stockwork subyacente a las me-nas estratiformes puede ser transportada –o simplemente desaparecer– o puede quedar dis-puesta bordeando los cuerpos laminares de sul-furos masivos, o interceptándolos. Algo similar ocurre con la mineralización diseminada pre-me-tamórfica original. Probablemente esto sea el re-sultado de la concentración sintectónica de los sulfuros diseminados dentro de las estructuras más móviles del sistema, así como de la concen-tración o remoción de los minerales de ganga. A lo anterior hay que añadir la acción de la removi-lización sinmetamórfica o postmetamórfica tem-prana, la cual puede redistribuir selectivamente –mecánica o químicamente- los minerales de mena y/o ganga, o afectarlos a todos. Entre los sulfuros, la calcopirita es el mineral más suscep-tible a experimentar este proceso.

Mientras habitualmente los depósitos metamorfo-génicos pertenecen a la familia de los depósitos orogénicos (ver la parte correspondiente a estos modelos), los del tipo Broken Hill son general-mente considerados como depósitos metamorfi-zados, aunque algunos rasgos presentes en ellos sugieren un posible origen o influencia sinorogé-nica (Laznicka, 2010). Específicamente, se consi-deran depósitos SEDEX o VMS modificados por el metamorfismo regional de alto grado. En el ca-so de los depósitos del subtipo Balmat, hospeda-dos en mármoles, se trata de depósitos MVT del subtipo Irish metamorfizados, cuyas texturas y estructuras primarias fueron borradas en alto gra-do por el metamorfismo regional (Laznicka, 2010).


Firma geoquímica. Pb, Zn, Ag, Mn, Cu, Au, Bi, Sb, W, Co, Ba y As en mena y rocas hospederas proximales. Alta relación Ag/Pb. Enriquecimiento en Mn y K (moscovita, feldespato potásico y silli-manita) en halos de alteración. Elevados conteni-dos de metales base y Mn en unidades vecinas ricas en Fe.

rita, con subordinada galena, pirrotita, y rara cal-copirita. Puede presentarse franklinita, zincita y willemita.

Mineralogía de ganga. Principales: cuarzo, gra-nates, calcita, rodonita, bustamita, magnetita, siderita, piroxenos y anfíboles (comúnmente man-ganíferos) y fluorita. Subordinados: olivino man-ganífero, apatito, gahnita, plagioclasas, biotita, clorita, ankerita, epidota, grafito, wollastonita, si-llimanita, estaurolita, vesubiana. La composición compleja de la ganga es un rasgo característico de los depósitos de este tipo. Para los depósitos del subtipo Balmat la ganga se compone de cuar-zo, carbonatos, diópsido, tremolita, talco y a ve-ces anhidrita. Estos mismos minerales rellenan fracturas. La presencia de brechas y fragmentos de rocas encajantes dentro de la mena es común.

Texturas y estructuras. Las menas pueden ser desde masivas y cristalinas de grano grueso has-ta diseminadas. Textura masiva, semimasiva, di-seminada, bandeada, de bolas (durchbewegung) y de brechas dúctiles. Estructura de entrecreci-miento, granoblástica, diseminada, de mosaico y algunas veces pegmatítica.

Alteraciones hidrotermales. Silicatos metamór-ficos como anfibolitas, olivino, biotita, flogopita, sillimanita, ortoclasa, clinozoisita, fluorita y car-bonatos. Algunos depósitos muestran halos de cuarzo - espesartina, con silicificación (cuarzo) y feldespatización (sillimanita) regional. En el área de Broken Hill (Australia), con el incremento de la mineralización, se presentan sistemas de Fe - Si - Mn, propios de formaciones de Fe me-tamorfizadas, sobreimpresas por zonas de enri-quecimiento extremo en Ca - Mn - F en complejos calcosilicatados. En general, las alteraciones hi-drotermales originales suelen ser reemplazadas por minerales metamórficos. En algunos casos, aparecen envolturas y aureolas zonadas de alte-ración (Höy, 1996).

Controles de mena. Los cinturones móviles pre-cámbricos constituyen un control regional de este tipo de mineralización. Otros controles regionales son las secuencias de rift o margen continental metamorfizadas. Dado que muchas interpretacio-nes sobre su génesis los consideran depósitos SEDEX o VMS metamorfizados, los controles de mena descritos para esos depósitos pueden ser tenidos en cuenta, siempre que se considere la acción modificadora del metamorfismo regional.

Modelo genético. En general, resulta difícil la in-terpretación de la génesis de estos depósitos a

Firma geofísica. Los depósitos asociados con magnetita generan fuertes anomalías magné-ticas. Los métodos electromagnéticos y de po-larización inducida (PI) pueden detectar estos depósitos con pirrotita y pirita en los lentes de sulfuros masivos. En algunos casos, la presencia asociada de grafito puede marcar objetivos loca-les.

Otras guías de exploración. Las principales guías de exploración son la presencia de apro-piados ambientes sedimentarios y tectónicos, marcados por la presencia de sucesiones bien la-minadas de paragneis con abundante carbona-to. La mineralización suele ocurrir en, o cerca de, la transición entre el basamento cuarzo - feldes-pático y los meta-sedimentos clásticos de grano fino. Los rápidos cambios de facies litológicas, apreciables en las inmediaciones del depósito, pueden indicar la presencia de sistemas hidroter-males locales.


Ley y tonelaje. Con frecuencia, los depósitos se presentan en grupos, muchos de ellos contenti-vos de numerosos depósitos de un tamaño tan pequeño que no se consideran económicos. Los depósitos que sí son de interés económico pro-median entre 5 millones y 20 millones de tone-ladas de mena, aunque pueden exceder los 100 millones de toneladas de mineral. La ley suele va-riar entre 2 % y 10 % de Pb, 2 % y 8 % de Zn y de 10 g/t a 150 g/t de Ag. Algunos tienen Cu como subproducto, con 0,1 % a 1 % de Cu. Los depó-sitos del subtipo Balmat contienen además hasta 8,7 % de Cu y pueden alcanzar hasta 41 millones de toneladas de mena.

El yacimiento Broken Hill (Australia) contiene 280 millones de toneladas de mena (recursos origina-les totales) con 10,0 % de Pb, 8,5 % de Zn, 148 g/t de Ag y 2,7 % de Mn (Huston et al., 2006). Los depósitos de este tipo conocidos en la provincia de British Columbia (Canadá) tienen desde me-nos de 1 millón de toneladas hasta 6,5 millones de toneladas de mena, con 2,5 % - 6,5 % de Pb; 2 % - 5 % de Zn y desde 35 g/t hasta más de 50 g/t de Ag (Höy, 1996).

Limitaciones económicas. La variación del es-pesor, así como su forma, suelen ser factores crí-ticos en la definición del carácter económico de los depósitos.

Importancia. Estos depósitos son fuente de Pb, Zn y Ag y resultan atractivos por el tamaño grue-


so de los granos minerales, lo cual facilita su pro-cesamiento industrial.

Bibliografía

Belevtsev, Ya. N, 1968. Metamorfogennye mesto-rozhdeniya, En. Smirnov, V. I. ed, Genezis Endo-gennykh Rudnykh Mestorozhdenii. Nedra, Moscú. 648 - 712.

Höy, T., 1996. Broken Hill-type Pb - Zn - Ag ± Cu. En Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, D. V. Lefebure y G. E. Ray, Edi-tors, British Columbia Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources. 5-7.

Huston, D. L, B. Stevens, P. N. Southgate, P. Mu-hling, L. Wyborn, 2006. Australian Zn-Pb-Ag ore forming systems. A review and analysis. Econo-mic Geology, 101: 1117 - 1157


Spry, P. G, B. Marshall, F. M. Vokes, eds., 2000. Metamorphosed and Metamorphogenic Ore De-posits. Review Economic Geology, 11: 310 págs

Vetas Polimetálicas de Pb - Zn - Ag en Secuencia Silicoclástica

Identificación

Sinónimos. Pb-Zn-Ag-Cu-(Ge)-(U) en vetas es-quistosas. Depósitos de Pb - Zn controlados por cabalgamientos y relacionados con plegamien-tos. Pb - Zn mesotermal.


Productos. Pb, Zn.

Subproductos. Ag (± Cu, Sb, Bi)

Tipos de depósitos asociados. Zn - Pb - Ag ex-halativo – sedimentario. Zn - Pb tipo MVT. Depó-sitos de Au relacionados con intrusivos reducidos. Con frecuencia las vetas polimetálicas aparecen en posición distal respecto a los depósitos aurífe-ros relacionados con intrusivos reducidos.

Ejemplos mundiales. Elsa (Yukón, Canadá), Coeur d’Alene (Idaho, USA.), distrito minero de Freiberg (Alemania), distrito Linares - La Carolina (España).

Ejemplos cubanos. Lola (Pinar del Río).


Ambiente geodinámico. Ocurren en ambien-te de colisión, intracratónicos y de margen con-tinental, aunque también pueden presentarse en arcos volcánicos cordilleranos. Comúnmente se encuentran afectadas por procesos orogénicos y de metamorfismo regional.

Ambiente deposicional. La mineralización se localiza a lo largo de fallas y/o zonas cizalladas y fracturadas en cuencas sedimentarias domina-das por rocas clásticas, comúnmente metamorfi-zadas, deformadas y cortadas por rocas ígneas, consistentes en pequeños cuerpos intrusivos y ramilletes de diques.

Rocas hospederas y asociadas. Por lo común, aparecen hospedadas en secuencias sedimenta-rias clásticas, afectadas o no por metamorfismo regional: areniscas, limolitas, argilitas, pizarras (o sus correspondientes esquistos). Las rocas íg-neas presentes, calcoalcalinas o alcalinas, suelen ser medias y félsicas: diorita, andesita, granodio-rita, monzonita, monzogranito, riolita y otras.

Edad de la mineralización. Puede ser de cual-quier edad.

Forma del depósito. Filoneana. Vetas discordan-tes, normalmente de buzamiento abrupto. Las ve-tas pueden ser delgadas, tabulares o ramificadas, pero comúnmente aparecen en grupos. Las vetas individuales pueden tener un espesor medio que va desde unos pocos centímetros hasta más de 3 metros. Su longitud por el buzamiento varía entre menos de 100 metros hasta más de 1 kilómetro (Lefebure y Church, 1996). Estos grupos de vetas pueden constituir zonas de stockwork de hasta varias decenas de metros de ancho. Los depó-sitos asociados con cabalgamientos, zonas de cizallas y otras estructuras compresivas, suelen presentar vetas asimétricas, cuerdas y bolsones de mena afectados por el metamorfismo dinámi-co. La mineralización también puede presentarse en brechas tectónicas.

Los depósitos individuales suelen ser de tama-ño pequeño a medio, y comúnmente se agrupan en distritos minerales. El distrito mineral Freiberg (Alemania) reúne alrededor de un centenar de vetas productivas, aunque el número total de ve-tas es de unas 1100, agrupadas en su mayoría dentro de un área de 12 km por 5 km (Laznicka, 2010).

Zonación del depósito. Las vetas pueden estar bandeadas simétricamente o asimétricamente, con una distintiva paragénesis mineral. Las vetas tienden a ser más ricas en Pb - Ag en los nive-les superiores, seguidamente en Zn y finalmente en Cu y Au, con el aumento de la profundidad. La abundante ganga carbonatada, a su vez, pue-de ser sustituida en profundidad por cuarzo es-téril. También puede ocurrir un incremento de los sulfuros de Fe. Asimismo, dentro de un distrito mineral pueden aparecer, además de las vetas “normales”, otras ricas en minerales portadores de Ag, como ocurre en Freiberg (Laznicka, 2010).

Mineralogía de mena. Principales: galena, esfa-lerita, tetraedrita, tenantita. Subordinados y raros: bravoita, pirrotita, pirargirita, argentita, stefanita, bournonita, boulangerita, freibergita, argirodita, acantita, plata nativa, calcopirita, pirita, arseno-pirita, estibiconita, covelina, hematites, sulfosa-les de Sb. Los minerales de Ag frecuentemente se presentan como inclusiones en la galena. En algunos depósitos pueden aparecer oro nativo y electrum. Minerales oxidados: óxidos de Mn ne-gro, melanterita, sulfatos de Pb y Zn.


Es bastante común que las vetas polimetálicas produzcan Ag como subproducto. Ella está alma-cenada normalmente en la galena y es recupera-da del concentrado de PbS durante la fundición del Pb. Con menos frecuencia, se obtiene de la freibergita, y más raramente de las sulfosales de Ag o de la argentita y acantita presente en la me-na.

Mineralogía de ganga. Carbonatos. siderita, do-lomita, ankerita, calcita y rara rodocrosita. Cuarzo, calcedonia, barita, fluorita, magnetita y bitumen.

Texturas y estructuras. Textura Moteada, masi-va, bandeada y vetítico - diseminada. Estructura subgráfica, xenomórfica, bandeada, colofórmica, metacoloidal, cristalina y emulsionada.

Alteraciones hidrotermales. Silicificación, seri-citización, carbonatización, baritización, cloritiza-ción, sericitización y argilitización.

Controles de mena. Presencia de fallas regiona-les, sistemas de fallas y fracturas. Las vetas sue-len asociarse con estructuras de segundo orden. Los depósitos de tamaño significativo están res-tringidos a las litologías que tienden a fracturarse (más que a plegarse) ante los esfuerzos tectóni-cos. Las fallas y sistemas de grietas controlado-ras de la mineralización pueden extenderse por más de una decena de kilómetros, con un ancho de hasta 100 metros.

Modelo genético. La génesis de una parte de los depósitos se considera relacionada con la exis-tencia de fuertes gradientes químicos e hidráuli-cos entre las rocas encajantes y las de cobertura, que provocaron la formación de los depósitos –por encima y por debajo de una discordancia re-gional– por medio de fluidos interestratos y/o de circulación convectiva (Dill, 2009). Otra parte de estos depósitos es considerada de origen me-tamorfogénico, y en otros casos, formados por fluidos hidrotermales de origen magmático que ascendieron a lo largo de fallas. En cambio, si existe consenso en que estos depósitos se for-maron a temperaturas medias y bajas. Se estima que, en la mayoría de los casos, los intrusivos graníticos subyacentes en profundidad actuaron como fuente de calor, pero no de metales.


Firma geoquímica. Zn, Pb, Cu, Ag, Au, Ge. Sb, Mn, In, B y As en suelo y rocas.

Firma geofísica. Pueden aparecer anomalías magnéticas, electromagnéticas, de potencial es-

pontáneo o de polarización inducida, siempre alargadas, relacionadas con la presencia de zo-nas mineralizadas.

Otras guías de exploración. Secuencias silico-clásticas de gran espesor plegadas y falladas. Presencia de cuerpos intrusivos, generalmente félsicos a medios. Presencia de una discordancia regional, que separa a la secuencia suprayacente de un “basamento” más o menos metamorfizado.


Ley y tonelaje. De acuerdo con el modelo de ley - tonelaje para “vetas polimetálicas” (Bliss y Cox, 1986), la masa de mena para el 10 percentil es de 290 toneladas, con 2,4 % de Pb y 140 g/t de Ag. Para el 50 percentil, es de 7600 toneladas, con 9,0 % de Pb, 2,1 % de Zn, 820 g/t de Ag, y 0,13 g/t de Au. Para el 10 percentil, es de 200 mil toneladas, con 33 % de Pb, 7,6 % de Zn, 0,89 % de Cu 4700 g/t de Ag y 11 g/t de Au. Estos autores señalan que la calidad de su modelo de ley – to-nelaje es afectada por varios factores, entre los cuales se encuentra una probable subestimación de las leyes de Zn, por lo que el mismo puede no resultar del todo representativo del comporta-miento de este tipo de depósito en cuanto a masa y ley de sus menas. El contenido de Ag puede lle-gar a ser extremadamente alto en las bonanzas, de hasta 0,8 % de Ag (Laznicka, 2010).

Limitaciones económicas. Usualmente las ve-tas solo permiten el desarrollo de minas sub-terráneas de tamaño pequeño o mediano. La presencia de arsénico en las menas provoca mul-tas por parte de los refinadores.

Importancia. Son especialmente bien conoci-dos en Europa, donde fue una de las principales fuentes de metales durante la Edad Media y has-ta finales del XIX. Su aporte fue importante hasta alrededor de 1960. Desde entonces, ha declinado y actualmente su importancia en el suministro de materia prima metálica es pequeña (Lefebure y Church, 1996).

Bibliografía

Bliss, J. D., Cox, D. P., 1986. Grade and tonnage model of polymetallic veins. In Cox, D. P., D. A. Singer Eds., Mineral Deposit Models. U.S. Geolo-gical Survey Bulletin 1693, 291 págs.

Dill, H. G., 2009. The “chessboard” classification scheme of mineral deposits. Mineralogy and geo-logy from aluminum to zirconium. Earth-Scien-

ce Reviews 100 (2010) 1–420. Elsevier B.V. doi. 10.1016/ j.earscirev.2009.10.011. Journal homepa-ge. www.elsevier.com/locate/earscirev


Lefebure, D. V., B. N. Church, 1996. Polymetallic Veins Ag - Pb - Zn ± Au. En Selected British Co-lumbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2, D. V. Lefebure, T. Höy, Editors, British Columbia Minis-try of Energy, Mines and Petroleum Resources, págs 67-70.


Impactos Medioambientales y Ti-pos de Depósitos

Dada la gran trascendencia que hoy día tienen los aspectos medioambientales de los depósi-tos minerales y la minería asociada, resulta im-prescindible abordar, aunque sea brevemente, la dimensión medioambiental de los modelos de de-pósitos. El objetivo propuesto, más que dar una descripción detallada de los rasgos e impactos medioambientales para cada uno de los modelos descriptivo genéticos presentados en la obra, es dar al lector una idea general del tipo de proble-mas a los que deberá prestarse atención al estu-diarse un depósito mineral y al proyectar o llevar a cabo su explotación.

Para ello, debido a la reiteración de muchos de los impactos medioambientales descritos en li-teratura para diferentes modelos de depósitos, a continuación solo presentamos, a modo de ejem-plo, los correspondientes a algunos modelos.

Impactos medioambientales en los depósitos tipo SEDEX.

Los depósitos SEDEX, por su carencia de aso-ciación con rocas carbonatadas, tienen un gran potencial para generar drenaje ácido natural con altas concentraciones de metales. Este potencial depende de: 1) cantidad de sulfuro de Fe presen-te. 2) el tipo de sulfuro de Fe o minerales pre-sente en el depósito (la reactividad disminuye de la pirrotita a la marcasita y la pirita. 3) extensión en la que el depósito está expuesto al aire y/o al agua. En casos extremos, el agua drenada pue-de contener miles de mg/l de SO4, cientos de mg/l de Fe, Zn, Mn, Pb, Cd, Cu, Fe y decenas de mg/l de Al y Co. En áreas donde predominan los sedimentos clásticos de grano fino y pobres en carbonatos, los efectos medioambientales poten-ciales, corriente abajo, del drenaje ácido natural, puede ser intenso y extenderse a 30 km de dis-tancia. En contraste, los depósitos asociados con rocas carbonatadas, o con minerales de altera-ción carbonatados, tienen un potencial más limi-tado para la generación de drenaje ácido, ya que las concentraciones de la mayoría de los metales se mantienen bajas. El intemperismo oxidativo puede formar gossans encima de algunos depó-sitos. En dependencia de la capacidad buffer de las rocas encajantes, el contenido de Fe y la rela-ción azufre/metales de los sulfuros minerales, el medioambiente del gossan puede ser ácido, con un pH inferior a 5. Algunos de estos sombreros de Fe pueden también contener minerales se-

tas sales se disuelven rápidamente en presen-cia de lluvias o de fusión de nieve, y constituyen una fuente de contaminación ácida y por metales. Tanto la temperatura como la humedad incremen-tan el ritmo de lixiviación y erosión de las pilas de escombros, por lo cual estos procesos son más lentos en climas secos y fríos y más rápidos en climas cálidos y húmedos.

Finalmente, las fundiciones que procesan menas MVT suelen emitir a la atmósfera Pb, Zn, Cd, As, SO4

-2 y metales trazas presentes en ellas, que ul-teriormente contaminan a los suelos con metales y acidificación.

Impactos medioambientales en los depósitos de la familia VMS.

Uno de los más significativos retos medioambien-tales de la minería en los VMS es el drenaje ácido generado por los desechos mineros (escombre-ras) y laboreos abiertos, que tiene su origen en la abundancia de pirita y/o pirrotita y la carencia generalizada de capacidad de neutralización por parte de la secuencia encajante, mayoritariamen-te volcánica y silicoclástica.

A lo largo de la vida productiva de la mina, principalmente en las minas a cielo abierto, significativas cantidades de material sub-econó-mico -aunque potencialmente problemático por su composición- son extraídas y trasladadas a otros sitios. Esto viene dado por la composición de esos materiales “estériles”, muchas veces enri-quecidos, en mayor o menor grado, en minerales de mena. En esos casos, la composición de los minerales de mena definen al conjunto de meta-les pesados contaminantes, cuyo impacto puede ser ampliado por la incorporación de elementos trazas, como Cd, Hg, As y Co. A ellos pueden adi-cionarse, además, Al y Mn, los cuales, aunque no están en las menas, sí se encuentran en los mi-nerales silicatados y carbonatados atacados por el ácido generado por el intemperismo oxidativo de las menas primarias y secundarias.

Otro elemento a tener en cuenta al evaluar el im-pacto del drenaje ácido es que la capacidad de transportación de metales de los efluentes es in-versamente proporcional a pH, es decir, a valores más bajos de pH, hay mayores concentraciones de metales contaminantes en los efluentes. Sin embargo, hay una excepción a considerar: el Fe. Si dentro de una escombrera se establecen con-diciones anóxicas, las aguas drenadas, a un pH más o menos normal, contendrán altas concen-

cundarios solubles de Pb y Mn, así como sulfatos secundarios de Fe, Al y K, susceptibles de ser disueltos.

Un importante factor a tener en consideración es el clima, pues los climas cálidos y húmedos, en general, favorecen el intemperismo químico y en particular, la oxidación de la pirita, lo que trae co-mo consecuencia la producción de drenaje ácido. Un elemento adicional a tener en cuenta, en re-lación con las escombreras, es la presencia en ellas de la bacteria Acidithiobacillus ferrooxidans, la cual favorece grandemente el proceso de oxi-dación del Fe2+ a Fe3+. En ese sentido, Singer y Stumm (1970), observaron que esa bacteria in-crementa la velocidad del ya señalado proceso de oxidación del Fe en un factor de 100 000 veces en relación con la que presenta en condiciones abióticas.

Impactos medioambientales en los depósitos ti-po MVT

Desde el punto de vista medioambiental, los de-pósitos MVT son menos agresivos que otros tipos de depósitos. Esto se debe fundamentalmente a que el gran tamaño del grano de sus menas fa-cilita su procesamiento en comparación con las procedentes de otros tipos de depósitos hospe-dados en rocas sedimentarias. Por otra parte, el contenido de sulfuros de Fe (generalmente bajo) es un importante regulador del potencial produc-tor de ácido de las menas MVT. La oxidación de la pirita y la marcasita es la responsable de la ma-yor parte de la producción de ácido generada por los escombros de la minería. Sin embargo, es de notar que la naturaleza carbonatada de las rocas hospederas de los depósitos mitiga muchos de los impactos químicos, al punto de que el conte-nido de sulfuros de Fe parece tener poca influen-cia en el pH del drenaje de las aguas de mina, así como en el de las aguas superficiales. Solo cuando hay rocas altamente fracturadas que per-miten la infiltración de agua oxigenada y su flujo a través de los sulfuros, ellas pueden acarrear con-taminantes hasta los acuíferos permeables infra-yacentes. En el caso de las aguas subterráneas, generalmente presentan un pH que oscila entre 6,6 y 7,4, como resultado de la acción neutrali-zante de las rocas carbonatadas en las que ellos se encuentran. Estas aguas presentan abundante zinc acuoso.

Otra fuente de contaminación es la formación de sales como resultado de la oxidación y del intem-perismo de los escombros, que contienen tanto sulfuros como diversas litologías encajantes. Es-

traciones de Fe, debido a que este metal es más soluble en estado ferroso que en estado férrico.

En el caso de los VMS, en general, el problema de las aguas ácidas se agrava por la baja capa-cidad del medio encajante para neutralizarlas, característica esta que se deriva de su compo-sición litológica, generalmente muy empobrecida en carbonatos.

Impactos medioambientales en los depósitos por-fíricos

La generación de drenaje ácido por los frentes de explotación y las escombreras en las minas de depósitos porfíricos depende, fundamental-mente, de la abundancia de pirita en ellos y de la capacidad de neutralización que su minera-logía ofrezca, principalmente a través de los fel-despatos y carbonatos presentes en la ganga. La liberación de ácido por parte del intemperismo oxidativo puede atacar agresivamente otros mi-nerales de mena y de ganga, lo que hace posible la liberación de sustancias potencialmente tóxi-cas, incluido Al y Mn, hospedados dentro de los minerales silicatados y carbonatados. Las aguas sulfatadas ácidas, cargadas de metales disueltos, pueden afectar adversamente tanto a las aguas superficiales como subterráneas, además de pro-mover la contaminación de los suelos mediante la concentración en ellos de cantidades de metales perjudiciales para la vegetación y los cultivos. En estas condiciones, el surgimiento de lagos en zo-nas minadas puede resultar problemático desde el punto de vista medioambiental, particularmen-te si los procesos productores de acidificación prevalecen sobre los de neutralización.

Una gran mina de Cu porfírico puede extraer y procesar varios km3 de material rocoso, lo cual presupone un gran impacto a la morfología y al paisaje, así como a la hidrogeología de la región circundante.

Impactos medioambientales en los depósitos de Mo Porfídico tipo Climax.

En depósitos vírgenes (no minados), los impac-tos medioambientales generados por su presen-cia dependen, en gran medida, de la profundidad del corte erosivo, y por lo tanto, de qué nivel del sistema mineral está expuesto en superficie, in-teractuando con la erosión y los procesos oxida-tivos del intemperismo. Cuando en la superficie aflora la zona mineral con sulfuros (menífera o estéril), su oxidación puede dar lugar a la forma-ción de drenaje ácido natural, lo que puede im-


pactar, en menor o mayor grado, a la superficie del depósito y la de sus alrededores. El mencio-nado drenaje, en tales casos, se caracteriza por tener un pH que varía entre 2,5 y 4 (Ludington y Plumlee, 2009), lo cual, en comparación con otros tipos de depósitos, genera altas concen-traciones, de Ca y SO4

-2 (generalmente de hasta cientos y, en ocasiones, miles de mg/l), así como de Fe y Al (varios cientos de mg/l), Mn y Zn (algu-nas decenas de mg/l) y F (alrededor de 20 mg/l). La concentración de Mo, a su vez es de hasta uno cientos de ϻg/l).

La presencia de relieve abrupto y de una alta velo-cidad de intemperismo puede, obviamente, agra-var el impacto generado, deteriorando, en menor o mayor medida, según el caso, la calidad de las aguas, superficiales y subterráneas, aguas abajo.

Si en el depósito existe suficiente cantidad de ganga carbonatada, las aguas subterráneas pro-fundas (sin contacto con el O2 atmosférico) que drenan naturalmente el depósito y que circulan por las rocas permeables presentarán un pH próximo al neutral. De ser escasos tales mine-rales carbonatados, las aguas ácidas se propa-garán también en profundidad y no se limitarán únicamente al medioambiente superficial.

Al igual que en los otros tipos de depósitos porfí-ricos, la minería de los de Mo genera un gran im-pacto paisajístico y en el relieve, debido a la gran escala de las labores mineras a cielo abierto. Las minas y sus escombreras asociadas suelen abar-car extensiones entre 5 km2 y 10 km2, siendo la ocupada por la excavación propiamente dicha in-ferior a los 5 km2. Al igual que en el caso de los depósitos no minados, las características el dre-naje dependerán de la de las rocas involucradas en las operaciones mineras.

En el caso de las rocas con sulfuros, las aguas ácidas generadas pueden transportar varios cientos de mg/l de sulfatos y, en dependencia de las características mineralógicas y de la zona-ción hidrotermal del depósito, pueden llevar Mn y F (de decenas a cientos de mg/l), de decenas a cientos de mg/l de Ni y Zn y algunos mg/l de Cu, U y Elementos de Tierras Raras. Una amenaza medioambiental implícita en las escombreras ra-dica en el probablemente rápido intemperismo de las mismas, lo cual redunda, como ya se indicó, en una mayor agresividad del drenaje ácido y de sus impactos asociados.

La presencia de altas concentraciones de F resul-ta peligrosa para la salud animal y humana, pues

es fijado por la vegetación, tomándolo del suelo. También resulta dañina la presencia de Mo, igual-mente acumulado por la vegetación. La presencia de elementos tóxicos como Cd, Pb, As y Sb, aun-que usualmente no es muy alta, debe ser objeto de continua vigilancia, pues se conocen casos en los cuales han impactado negativamente la salu-bridad de suelos y aguas (Ludington y Plumlee, 2009).

Asimismo, como en otros tipos de depósitos por-fíricos, de no tomarse las medidas correspon-dientes, se producirán considerables impactos causados por el ruido y el polvo generado por los molinos y la transportación de mineral.

Impactos medioambientales en los depósitos de Mo porfírico relacionado con arcos.

El drenaje ácido depende esencialmente del con-tenido de pirita y suele ser en buena medida neu-tralizado por la calcita tardía depositada en las vetillas, por lo que, en general, estos depósitos generan un drenaje ácido de pequeña magnitud. Sin embargo, las aguas subterráneas son afec-tadas por la presencia de molibdeno, pues este es un metal muy móvil en condiciones de pH al-calino, siendo transportado por estas aguas y las superficiales en condiciones de pH más o menos neutrales. De este modo, mientras la concentra-ción promedio de Mo en las aguas de América del Norte es de alrededor de 1 μg/l (Hem, 1985) la presente en las cercanías a las minas de Mo en este tipo de depósito supera los 1500 μg/l, pudiendo alcanzar hasta 24 000 μg/l (Mathieu, 1995). Sin embargo, estas concentraciones dis-minuyen con el tiempo una vez detenida la activi-dad minera, lo que permite una recuperación de los niveles normales para la región en un plazo de 10 años. Por otro lado, es de baja toxicidad, por lo cual no suele ser causa de grandes problemas. Independientemente de lo anterior, las aguas de las de las zonas cercanas a las minas no son aptas para el consumo humano y las altas con-centraciones en suelo, aunque poco tóxicas para las plantas, pueden causar molibdenosis en los rumiantes a través del consumo de forraje, una enfermedad que propicia la falta de Cu en ellos, dado que el Mo reacciona en el sistema digestivo con el S, formando complejos de tiomolibdatos, los cuales vuelven biológicamente no asimilable el Cu adquirido por los animales, provocando una enfermedad carencial en ellos (Gould y Kendall, 2011). Este tipo de riesgo se incrementa allí don-de las escombreras son tratadas con materiales alcalinos, como la cal, para neutralizar el drenaje ácido.

El clima también influye también en la magnitud de los impactos, pues el intemperismo químico opera más rápido en climas cálidos, sobre todo si estos son húmedos, pues en este caso la oxi-dación de la pirita se ve muy favorecida. En cam-bio, climas cálidos y secos pueden favorecer la concentración por evaporación de los metales disueltos. Las aguas residuales con altas con-centraciones así generadas son descargadas entonces sobre el territorio situado aguas abajo del área minada por las lluvias generadas por tor-mentas eléctricas o por la fusión de la nieve. Por otro lado, debe tenerse en cuenta que la aridez inhibe la producción de drenaje ácido.

Impactos medioambientales en los depósitos de skarn.

En los depósitos encajados en rocas carbonata-das, el drenaje de mina suele tener un pH casi neutral y una carga de metales disueltos mode-rada, de 10 mg/l a 100 mg/l de Zn + Cu + Cd + Pb + Co + Ni, con concentraciones de Fe y Al en el orden de los 100 mg/l. Esto es una consecuen-cia de la gran capacidad neutralizadora de las calizas, la cual hace que los depósitos de skarn suelan ser menos complicados, como fuentes de drenaje ácido, que otros tipos de depósitos. En el caso de los depósitos que no se encuentran en contacto con rocas carbonatadas, los efluentes de mina suelen ser más ácidos y ricos en meta-les disueltos.

En la afectación a las aguas superficiales son es-pecialmente importantes los efluentes derivados de las escombreras, sometidas a los procesos de intemperismo y de oxidación. La afectación deri-vada de los laboreos mineros en las aguas sub-terráneas es mayor, lo cual se evidencia en el hecho de que, a igual acidez, la carga de sulfatos y metales en las aguas subterráneas es mayor que en las superficiales. En general, la capacidad de los laboreos mineros abandonados y de las escombreras para impactar al medio ambiente es más o menos directamente proporcional al con-tenido de sulfuros, por lo que aquellos depósitos ricos en ellos, particularmente en pirita, son los que presentan mayores riesgos en este sentido.

Una selección inadecuada de los lugares de acu-mulación de las colas o de las pilas de mineral durante las operaciones de beneficio pueden per-mitir la degradación química (acidez y carga de metales) y/o física (aumento de la turbidez y la sedimentación) de aguas superficiales, subterrá-neas y de los suelos. Potenciales problemas con la lixiviación por cianuración abarcan el derrame

de la solución durante las lluvias torrenciales o las fusiones rápidas de nieve, las roturas en las conductoras de efluentes del proceso de bene-ficio y la inadecuada neutralización de las solu-ciones cianuradas durante el cierre de la mina (Norman and Raforth, 1995).

El cianuro, usualmente empleado en el benefi-cio del Au, se degrada naturalmente por volatili-zación, especialmente a altas temperaturas, con radiación ultravioleta en soluciones enriquecidas en O2 o en CO2 disuelto. Estas condiciones no se presentan en regiones con inviernos prolongados ni en las aguas subterráneas, casos en los que, por lo tanto, la peligrosidad de la contaminación por cianuro es mayor.

Como ya se ha explicado en otros tipos de depó-sitos, los climas húmedos favorecen más los im-pactos derivados del drenaje ácido provocado por la oxidación de sulfuros.

Impactos medioambientales de los depósitos de elementos de tierras raras (ETR)

En el caso de los depósitos de vetas Th - ETR, así como de los relacionados con intrusivos carbona-títicos y peralcalinos, la abundancia de minerales sulfurosos es generalmente baja, lo cual, conju-gado con la presencia de minerales carbonata-dos, hace que la formación de drenaje ácido sea mínima. En cambio, los minerales radioactivos presentes en colas y escombreras constituyen una fuente de impacto ambiental, particularmen-te los que contienen cantidades apreciables de U y Th. Estos metales, además de ser fuentes de radiación dura, pueden constituir focos emisores de radón. En ciertos casos, también puede resul-tar importante la influencia del F en la creación de acidez y de toxicidad. En general, la contamina-ción de los suelos y de las aguas es la fuente pri-maria de impactos sobre los ecosistemas, siendo la toxicidad de las tierras raras un tema poco es-tudiado y que, al parecer, de acuerdo con los re-sultados de los estudios disponibles, varía en función de las características químicas del medio, sobre todo en el caso del agua (Verplanck, 2014).

Bibliografía

Gould, L., N. R. Kendall, 2011. Role of the rumen in copper and thiomolybdate absorption. Nutrition Research Reviews, 24: 176 - 182.

Hem, J. D., 1985. Study and interpretation of the chemical characteristics of natural waters, 3rd


ed.. U.S. Geological Survey Water Supply Paper 2254, 264 págs.

Ludington, S., G. S. Plumlee, 2009. Climax-type porphyry molybdenum deposits. U.S. Geological Survey Open-File Report 2009–1215, 16 págs.

Mathieu, S., 1995. Molybdenum compilation—Summary of environmental research conducted at Placer Dome Canada, Ltd., Endako Mines Di-vision from 1989 to 1994. Endako, B.C., pág. 82.

Norman, D. K., R. L. Raforth, 1995. Cyanide heap leaching-the process, environmental problems, and regulation in Washington. Washington Geo-logy, 23 (1): 30 - 41.

Singer, P. C., W. Stumm, 1970. Acidic mine dra-inage—The rate-determining step. Science, 167 (3921): 1121 - 1123.

Verplanck, P. L., B. S. Van Gosen, R. R. Seal, A. E. McCafferty, 2014, A deposit model for carbo-natite and peralkaline intrusion-related rare earth element deposits. U. S. Geological Survey Scien-tific Investigations Report 2010–5070-J, 58 págs, http.//dx.doi.org/10.3133/sir20105070J.

© todos los derechos reservados igp. 2017 información...

Documents