Monte Erebus, Isla Ross, Antártica
Monte Erebus, Isla Ross, Antártica
Es el volcán activo más austral del mundo, parte del Anillo de fuego del Pacífico
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En Diciembre de 1986 fumarolas del volcán Monte Erebus en la Antártica descargaron diariamente 0,1 Kg. de oro y 0,2 Kg. de cobre, lo que extrapolado a 10.000 años equivaldría a 365 ton de oro y 730 ton de cobre. Esta evidencia muestra la capacidad de los magmas para generar volátiles con contenido metálico y que estos volátiles pueden transportar contenido metálico.
Azufre de derivación magmática La mayor parte de las menas hipógenas de metales base son Sulfuros. Ej. CuFeS2.
Solfataras (fumarolas sulfurosas) del volcán Lastarria, II Región
Procesos Magmático-hidrotermales l
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Los procesos hidrotermales usualmente tienen conexión con magmas: éstos son la fuente de calor, fluidos, compuestos y metales. La concentración de H2O en magmas félsicos varía de 2,5 a 6,5% en peso, con una media de 3% y su solubilidad en la masa silicatada fundida depende principalmente de la presión, también de la t° y composición del magma. 1 km3 de magma félsico con 3% H2O puede exsolver 100 Mt de agua, es decir 1011 litros.
100.000.000m3=100.000.000.000 litros 1.000.000.000m3(1Km3)=1.000.000.000.000 litros
Componentes volátiles magmáticos l l
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El agua no es el único componente volátil del magma, este contiene también H2S, SO2, HCl, HF, CO2 y H2. El SO2 y HCl pueden ser de particular importancia y son componentes que se fraccionan o particionan fuertemente en la fase acuosa en exsolución del magma. Todos los metales base y muchos otros pueden ser extraídos eficientemente de una fase silicatada fundida (magma) hacia una fase acuosa, siempre que exista suficiente agua para ser liberada. En teoría con un 3% en peso de agua en una fase silicatada fundida, podría ser extraído aproximadamente un 95% del Cu contenido en un magma félsico.
Agua magmática ¿De donde viene? l
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En las etapas iniciales del desarrollo del planeta tierra probablemente existía muy poca agua en la atmósfera o en la superficie de la tierra. Aparentemente a los 3.800 Ma se desarrollaron incipientes océanos, cuando la corteza se estabilizó y el agua de lluvia se acumuló en la superficie, ya que se preservan sedimentos del Arqueano temprano y rocas depositadas en ambiente subacuático. Parte de esa agua derivó de la degasificación de magmas volcánicos que eruptaron en la corteza temprana y se refiere como agua juvenil.
Aguas magmáticas l
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El agua ha sido reciclada sucesivamente a medida que los procesos de tectónica de placas dominaron progresivamente la evolución geológica terrestre. Es probable que mucho del fluido liberado en la superficie por la actividad magmática en tiempos geológicos más recientes ya no sea más juvenil sino que reciclada, aunque se sigue denominando como magmática por derivar de magmas en cristalización.
Aguas magmáticas l
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La subducción de corteza oceánica que ha sido alterada e hidratada por aguas marinas percolantes explica el contenido de agua de la mayoría de los magmas andesíticos y basálticos relacionados a magmatismo de arco. Por lo tanto, los magmas de arco probablemente contienen agua derivada de la mezcla de fluidos primitivos derivados del manto y agua de mar. También es posible una contribución menor de aguas meteóricas.
Deshidratación de placa en subducción y fusión parcial de manto litosférico Los magmas son generados en zonas de subducción por hidratación de las rocas del manto astenosférico, por lo que contienen agua (y otros volátiles) desde su fuente.
Son oxidados porque el ión H+ es muy liviano y se pierde preferencialmente al oxígeno.
Generación de Magmas "
Temperatura vs. presión para peridotita
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El material arriba del liquidus estará 100% líquido El material entre el liquidus y el solidus estará en dos fases La descompresión de A a B resultará en fusión parcial (dorsales oceánicas) La adición de H2O de X a Y bajará el punto efectivo de fusión (zonas de suprasubducción; manto astenosférico).
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Aguas magmáticas l
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Mucha del agua presente en magmas graníticos deriva de la deshidratación de minerales de la corteza, los que fueron fundidos para originar el magma por fusión cortical. La cantidad de H2O es de 8-10% en muscovita, 3-5% en biotita y 2-3% en anfíboles. La actividad de agua en magmas formados por la descomposición de esos minerales hidratados varía y un precursor rico en muscovita por anatexia generará un magma más rico en agua que uno derivado de la fusión de una anfibolita.
Las preguntas que surgen son: l ¿En
que momento se separa una fase fluida del magma? l ¿Porqué se separa o fracciona una fase hidrotermal de una fase magmática? n ¿Cómo y por qué el fluido es capaz de secuestrar metales desde el magma?
Gráfico P vs. tº mostrando las condiciones aproximadas bajo las cuales la fusión por deshidratación de muscovita, biotita y hornblenda ocurriría en relación a un gradiente geotérmico de 25ºC/km. Los magmas generados en A, B y C probablemente contendrán distintos contenidos iniciales de agua.
Aguas magmáticas l
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La fusión de metasedimentos (ricos en muscovita o muscovita + magnetita) genera composiciones graníticas peraluminosas, tipo S. A ese tipo de granitos se asocian depósitos de Sn-W-U (Ej. Faja estannífera de Bolivia) y ellos contendrán alto contenido inicial de agua. Normalmente se trata de magmas reducidos (Serie Ilmenita de Ishihara, 1977) que heredan su baja fO2 por fusión de material metasedimentario con grafito.
Aguas magmáticas l
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La fusión de rocas metaígneas (con biotita o biotita y hornblenda) genera composiciones graníticas metaluminosas, de tipo I. Estos son típicamente inicialmente más secos que los de tipo S y a ellos se asocian los pórfidos de Cu-Mo, como es el caso de Chile. Se caracterizan por tener alta fO2 (Serie de Magnetita de Ishihara, 1977)
Solubilidad de H2O en magmas l Los
magmas generados en distintos marcos tectónicos tendrán distintas cantidades iniciales de agua y esto es función de la cantidad de agua provista por el material que se fundió para originar a los magmas. l Sin embargo, hay un límite máximo de agua que pueden disolver los magmas. l La solubilidad del agua en magmas está determinada fuertemente por la presión y en menor medida por la temperatura.
Solubilidad de H2O en magmas l Los
estudios experimentales sugieren que el contenido de agua es fuertemente dependiente de la presión y los magmas en la base de la corteza (~10 kbars) pueden disolver entre 10 a 15% H2O. l Los magmas félsicos pueden disolver (contener) más agua que los magmas máficos a cualquier presión dada.
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En condiciones de alta presión y temperatura, el agua es altamente soluble en un magma, solubilidad que decrece fuertemente con el descenso de la presión litostática al ascender el magma en la corteza. Magmas félsicos son capaces de disolver mayor cantidad de agua que los magmas máficos. El magma al ascender va perdiendo su capacidad de disolver agua y eventualmente se saturará en volátiles y se producirá la exsolución (separación) de una fase acuosa desde la fase silicatada fundida.
Composición del magma l
Bajo las mismas condiciones de presión y temperatura, un magma granítico es capaz de disolver más volátiles que un magma de composición basáltica. Es decir, un magma félsico es capaz de exsolver sus volátiles a una menor presión (= menor profundidad) que un magma máfico.
Solubilidad de H2O en magmas l
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El agua en un magma (a tº > 800ºC) existe esencialmente como grupos hidroxilo (OH), aunque a altas presiones y con alto contenido de agua también pueden existir moléculas individuales de agua (H2O). La solubilidad de agua en magmas se piensa que está controlada por la siguiente reacción de equilibrio H2O(molecular) + Oº çè 2OH
Solubilidad de H2O en magmas l
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En la reacción anterior el Oº corresponde al oxigeno que sirve de puente o polimeriza la estructura silicatada del magma. Los magmas de baja viscosidad tienen una baja proporción de Oº que los magmas graníticos altamente polimerizados. Consecuentemente, los magmas basálticos pueden acomodar menos grupos OH en sitios substitutos de Oº, lo que puede explicar que pueden disolver menos agua que un granito.
Solubilidad de H2O en magmas l
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Cuando cristaliza un magma la asociación del liquidus está dominada por minerales anhidros y la concentración de elementos incompatibles, incluyendo el H2O y otros volátiles aumenta por procesos similares a la cristalización fraccionada magmática. Tarde o temprano, en algún punto de la secuencia de cristalización el magma se saturará en H2O, lo que resultará en la exsolución de una fase acuosa de la masa silicatada fundida. Proceso denominado saturación de H2O, pero también denominado “ebullición” o “saturación de vapor”.
Agua en magmas l
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Si no se menciona la presión, temperatura y composición de una solución acuosa magmática, no se puede saber si existe como líquido o vapor o como una fase homogénea supercrítica. En ese caso se denomina “fluido H2O” Ya que la fase acuosa es mucho menos densa que la fase silicatada fundida de la que deriva y porque puede contener otras especies volátiles de baja solubilidad como CO2 o SO2, a menudo se denomina “vapor” o “fase volátil”.
Agua en magmas l Un
fluido supercrítico es uno que efectivamente llenará su contenedor y en este caso debe ser considerado gas o vapor, aunque su densidad puede ser mucho mayor que la del gas que podemos encontrar en la superficie terrestre. l Consecuentemente, los términos saturación en H2O, ebullición y saturación de vapor son equivalentes.
Primera y segunda ebullición l
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El proceso por el cual la saturación de vapor se logra por el descenso de presión (Ej. Por el ascenso del magma o por despresurización de la cámara magmática por falla) se denomina “primera ebullición”. Como se mencionó antes, la saturación respecto a un fluido acuoso se puede lograr también por la cristalización progresiva de minerales anhidros en condiciones isobáricas y este proceso se denomina “segunda ebullición”, a veces referida también como “ebullición retrógrada” porque ocurre al disminuir la tº.
Saturación en volátiles l Es
obvio que aparte de la fuerte dependencia de la presión la saturación de fluidos es función del contenido original de agua del magma. l Los magmas más ricos en agua y volátiles se saturarán antes, relativo al progreso de la cristalización, que los que contienen pocos volátiles.
Exsolución de una fase fluida del magma l Los
datos experimentales coinciden en indicar que un magma granítico (félsico) exsolverá un fluido acuoso como una consecuencia normal de su cristalización. l Los pórfidos de Cu-Mo, depósitos epitermales de metales preciosos y depósitos de tipo skarn polimetálicos están genéticamente relacionados a estos procesos magmático-hidrotermales.
La saturación en volátiles depende de la presión, pero también del contenido inicial de agua del magma.
Estudios experimentales indican que un magma granítico a 8 kbar con 2% en peso de H2O comenzaría a cristalizar plagioclasa a los 1100ºC seguida de la aparición de feldespato-K y cuarzo a la tº del liquidus; la saturación en H2O ocurriría a una tº justo encima del solidus cuando 80% del fundido ha cristalizado, el solidus se intersecta a los 650ºC cuando el granito se ha solidificado totalmente (A-A’A”) .
Los magmas con altos contenidos de agua inicial cristalizan en profundidad.
En el caso improbable de un magma granítico a 8 kbar con 12% en peso de H2O, éste no comenzaría a cristalizar plagioclasa hasta los 750ºC y la solidificación ocurriría rápido entre 750 y 650ºC siempre con presencia de agua (B-B’-B”).
Emplazamiento en condiciones someras
Un magma granítico a 2 kbar con 2% en peso de H2O, cristalizaría en un intervalo grande de temperatura estando subsaturado, pero la saturación se lograría a 700ºC y solo después de 60 a 70% de cristalización (C-C’-C”).
Emplazamiento en condiciones someras
Un magma granítico a 2 kbar con 6-7% en peso de H2O, estaría saturado y la cristalización en presencia de agua ocurriría en un rango de temperatura más amplio que a mayor profundidad (D-D’-D”).
Segunda Ebullición y Generación de Fluidos Hidrotermales n
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La separación masiva y violenta de una fase hidrotermal será capaz de secuestrar metales antes de que entren a formar parte de minerales formadores de roca. Esto implica que mientras menos cristalizado este un magma antes de que comience cristalización masiva y rápida, mejor probabilidad de extraer altos contenidos de metal existen. La convergencia de parámetros geológicos, tectónicos y termodinámicos durante el emplazamiento de magmas será de gran relevancia en la optimización de procesos hidrotermales capaces de secuestrar metales desde un magma.
¿Qué pasa con la fase fluida? n La
fase hidrotermal exsuelta de un magma en cristalización está inicialmente en un estado supercrítico a temperaturas magmáticas (~800ºC). n Al ascender y enfriarse e intersectar su solvus termodinámico se separará en una fase vapor y una fase líquida salina (salmuera), con altos contenidos de Na y Cl.
Desarrollo de dos fluidos mineralizadores a alta temperatura a partir de un fluido magmático con salinidad de 8.5% NaCl
de Ulrich (1998)
Inclusiones fluidas de Bajo de la Alumbrera (Stultz, 1985)
TIPO II - Líquido, con gran burbuja de vapor
TIPO III - Vapor, fluido, sólidos TIPO III - Multifase, Vapor, líquido, minerales hijos
Trayectoria I Fluido caliente de ascenso rápido que intersecta el solvus y produce una salmuera y vapor diluido. Trayectoria II Ascenso más lento de líquido más frio que no intersecta el solvus y no genera una fase vapor; Tiene baja salinidad, pero sigue siendo magmático. De Shinohara y Hedenquist (1997)
Segunda ebullición (retrograda) l
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Dependiendo de las condiciones físico-químicas imperantes en el magma en cristalización, los metales como el Cu, Zn, Pb, Au, Ag, etc. tendrán un comportamiento compatible o incompatible. Si su comportamiento es compatible serán incorporados a la fase cristalina como trazas en minerales formadores de roca y no estarán en la fase fluida. Si se comportan como incompatibles, como ocurre en magmas oxidados, se particionarán a la fase fluida y estarán disponibles para participar en los procesos hidrotermales formadores de depósitos minerales.
Otros elementos l Otros
componentes importantes para el sistema hidrotermal también deben particionarse a la fase fluida. Ej. el Cloro que es un elemento que se libera del magma en cristalización y arrastra al Cu. l El azufre también se liberará del magma en forma de SO2 si el magma tiene alta fugacidad de oxígeno.
Efectos mecánicos de la ebullición l
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Un fluido acuoso restringido a la zona del techo de una cámara magmática félsica tendrá poco efecto en la concentración de metales, a menos que pueda circular eficientemente dentro y alrededor del complejo intrusivo del que deriva. Sin embargo, la aparición de un fluido acuoso exsuelto de un magma está también acompañada de la liberación de energía mecánica, ya que el volumen por unidad de masa del fundido silicatado más el fluido acuoso es mayor que el de la del magma saturado en agua (Burnham, 1979).
Efectos mecánicos de la ebullición l
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A niveles someros de la corteza el cambio volumétrico que acompaña la liberación de un fluido acuoso puede ser de hasta un 30% (a una Ptotal de 1 kbar). Eso genera una sobrepresión en la cámara magmática y puede causar el fracturamiento frágil de las rocas circundantes. El fracturamiento hidráulico que resulta tiende a formar fracturas con manteos fuertes (subverticales), ya que la expansión de la masa rocosa ocurre en la dirección del menor stress, el cual usualmente está en el plano horizontal.
Efectos mecánicos de la ebullición l
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El fracturamiento hidráulico emana desde zonas donde se exsuelve H2O en la porción apical de intrusivos félsicos en cristalización y pueden propagarse hacia arriba en las rocas encajadoras e incluso pueden alcanzar la superficie. Trabajos experimentales han confirmado que el emplazamiento a nivel alto de magmas graníticos aumenta la posibilidad de fracturamiento frágil, tanto en el intrusivo mismo, como en las rocas encajantes (Dingwell et al., 1997).
Concentración de volátiles magmáticos en apófisis de cúpulas de batolitos
Candela & Piccoli, 2005
Efectos mecánicos de la ebullición l
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El fracturamiento derivado de la liberación de una fase acuosa desde un magma en cristalización a niveles epizonales provee una permeabilidad secundaria que permite una circulación eficiente de fluidos que depositan menas en las fracturas o rocas fracturadas. Los factores que permiten el fracturamiento frágil en sistemas formadores de depósitos ligados a intrusiones graníticas incluyen la saturación de volátiles, lo que aumenta la viscosidad del magma debido a la deshidratación, vesiculación de burbujas y enfriamiento rápido.
Brecha hidrotermal con matriz de turmalina; Mina El Teniente
Calcopirita-pirita-hematita rellenando espacios abiertos en brecha de turmalina
Protolito y carácter de intrusiones
Gráfico de P vs tº mostrando las condiciones donde ocurre la fusión anhidra de protolito de anfibolita (I), biotita (II) y muscovita (III) y los niveles esperables de Emplazamiento en la corteza en función del solidus saturado en agua.
Carácter metalogénico de intrusiones
Diagrama esquemático mostrando el estilo de emplazamiento y el carácter metalogénico de granitos formados en las condiciones del gráfico anterior.
Transferencia de masas en sistemas hidrotermales l Normalmente
las soluciones hidrotermales están subsaturadas en metales, de modo que su concentración anómala para formar yacimientos requiere la circulación de un gran volumen de fluidos por una unidad de roca, de modo que los metales se concentren por la precipitación continua de minerales a partir del fluido circulante (altas razones agua/roca).
¿Porqué circulan los fluidos hidrotermales? l La
razón principal la constituyen las diferencias de densidad inducidas termalmente, también las diferencias de composición. l Gradientes de presión: compactación sedimentaria, generación de fluidos metamórficos, dilatación durante deformación tectónica, diferencias de elevación, liberación de fluidos de un magma (típicamente a alta presión y temperatura, como en pórfidos Cu).
Transferencia de masas en sistemas hidrotermales Advección o convección de fluidos l l l
Los fluidos necesitan espacio físico para fluir a través de la corteza terrestre. Muchos minerales de mena son precipitados como relleno de espacios abiertos. La porosidad y permeabilidad de las rocas son importantes en el control de: l La ubicación de la mineralización (a escala local y regional). l Del tamaño y forma de los depósitos minerales.
Transferencia de masas en sistemas hidrotermales l
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Porosidad primaria: generalmente rocas sedimentarias o volcánicas (Ej. Rocas clásticas bien seleccionadas, arrecifes, lavas brechosas y vesiculares). Porosidad secundaria: ¡Importante! l Inducida tectónicamente: fallas, diaclasas, etc. l Inducida por el fluido: facturamiento hidráulico, disolución (Ej. Karsts), dolomitización. Preparación del terreno (‘ground preparation’) condiciones geológicas previas a la circulación de fluidos hidrotermales que permiten la circulación de fluidos hidrotermales y concentración de minerales de mena.
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Transferencia de masas en sistemas hidrotermales La razón de flujo de un fluido depende de su: l l l l
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Densidad Viscosidad Diferencia de presión Permeabilidad del medio
Se rige por la Ley de Darcy (hidrogeología) Q = KiA
Q = descarga (m2/seg.) K = conductividad hidráulica (coeficiente de permeabilidad; m/s) i = gradiente hidráulico (Δh/l; diferencia de altura por el trayecto l) A = área de la sección (m2)
La razón de flujo volumétrico es función del área de flujo, elevación, presión del fluido y una constante de proporcionalidad.
Transferencia de masas en sistemas hidrotermales Difusión l
Movimiento de especies moleculares o iónicas a través de un medio “inmóvil” (gas, líquido o sólido); generalmente inducido por gradientes de concentración.
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F = -D(dc/dx) Primera Ley de Fick
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F = flujo difusivo D = coeficiente de difusión dc/dx = gradiente de concentración - signo negativo indica hacia abajo en el gradiente de difusión D para iones o moléculas en agua ~10-5 cm2/seg. D para iones en sólidos a 1000°C ~10-10 cm2/seg.
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En general la difusión en líquidos es importante solo cuando el fluido está estático y/o donde la permeabilidad es baja y la difusión en sólidos es importante solo a altas temperaturas.
Condicionantes físicoquímicas para formación de pórfidos cupríferos l Los
sistemas porfídicos están relacionados genéticamente a plutonismo de arcos magmáticos l La mayoría de los intrusivos no desarrollan sistemas de alteración hidrotermal / mineralización importantes l ¿Qué características debe tener un magma para formar sistemas porfídicos?
Condicionantes físico-químicas para formación de pórfidos cupríferos l
Temperatura o contenido calórico del magma
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Contenido de metales
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Contenido de azufre
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Contenido de cloro
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Estado de oxidación (ƒO2)
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Contenido de volátiles (H2O, CO2, etc.)
Temperatura o contenido calórico del magma l Debe
tener suficiente energía calórica para sostener sistema hidrotermal l Los magmas félsicos tienen temperaturas en el rango ~900 - 700°C l Existencia de una cámara magmática mayor a >6 km de profundidad
Contenido de metales l Contenido
normal en magmas es
suficiente l Modelo de Cline & Bodnar (1991) predice que es posible generar un pórfido cuprífero a partir de un magma calcoalcalino típico, sin contenido anómalo de metales l Un mayor contenido de metales es favorable, siempre que ellos sean incorporados en fluidos hidrotermales
Contenido de azufre l Los
pórfidos cupríferos son grandes anomalías de S l Tienen una relación azufre/metal muy alta (Ej.: S/Cu>10) l Sulfuros Fe, Cu, As, Sb, Mo, etc. l Sulfatos Ca (anhidrita) abundantes l Magmas félsicos poco S; magmas máficos más S
El Rol del Cloro (Cl-) l Partición
de metales a fase volátil l El Cl- permite el transporte y concentración de metales l El Cl- se concentra fuertemente en la fase acuosa que se separa de un magma l El Cl- forma complejos iónicos estables con metales a alta temperatura l Los complejos iónicos clorurados se desestabilizan a temperaturas ~<300ºC
Fugacidad de Oxígeno en Magmas l Controla
la partición del Azufre hacia la fase acuosa (Burnham, 1979; Ishihara, 1983) l El azufre en magmas está como SH- (ión bisulfuro) en tetrahedro SiO2 l El azufre en soluciones acuosas está como H2S o como SO2 l La solubilidad en magmas del H2S >>> que del SO2
Fugacidad de Oxígeno en Magmas l Magmas
con alta fugacidad de O2:
l El
azufre estará en las fases acuosas liberadas del magma y tendrán tendencia a formar depósitos de sulfuros de metales sulfófilos (Cu, Mo, Pb, Zn, Ag, Au). l Típico de magmas producidos por fusión de materiales máficos ígneos (Tipo I o Serie de Magnetita). l Magmas l El
con baja fugacidad de O2:
azufre se integra a la fase silicatada (no se libera del magma) y se tendrá tendencia a formar depósitos de óxidos de metales litófilos (Sn, W, Be, Nb, Ta, Th). l Típico de magmas producidos por fusión de materiales sedimentarios pelíticos (Tipo S o Serie de Ilmenita).
Contenido de Agua en Magmas l Determina
la capacidad del magma para extraer, transportar y concentrar metales. l H2O
< 2% en peso è No se genera un sistema hidrotermal adecuado l H2O > 5% en peso è Magma se satura en profundidad y cristaliza a más de 6 km de la superficie l La
generación de depósitos minerales mayores de origen hidrotermal está limitada a un rango de contenido de H2O muy estrecho l Esto explica porque los depósitos mayores son la excepción y anómalos, a pesar de la asociación común de magmas con minerales metálicos
Cristalización Fraccionada en Magmas l l l
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Se observa que a mayor grado de fraccionamiento del magma: Cu-Mo è Mo è Ta, Nb, Bi, Be, Ga, REE Es importante para concentrar metales en fases residuales fundidas a niveles epizonales El fraccionamiento de plagioclasa e niveles corticales resulta en una concentración exponencial de Cu en fases residuales Fraccionamiento de hornblenda-Na reduce la razón NaCl/ KCl lo que explica la alteración potásica en pórfidos aun de composición diorítica La cristalización fraccionada produce un progresivo aumento proporcional de volátiles en las fases residuales silicatadas fundidas
Gustafson, 1979
Sillitoe, 1997 Mezcla de magmas
La fuente ígnea en algunos depósitos epitermales corresponde a un sistema de tipo pórfido cuprífero en profundidad. Ej. Pórfido de Cu-Au Far South East y Yacimiento epitermal de Cu-Au Lepanto en Filipinas (Hedenquist et al., 1998)
¿Fuente del Cobre en Pórfidos Cupríferos? l ¿Aporte
de placa en subducción? l ¿Fusión parcial del manto? l ¿Concentración y reciclaje de corteza continental?
¿Qué determina la capacidad de un magma para generar pórfidos cupríferos? l ¿Las
condiciones de generación del magma en su fuente? l ¿La diferenciación magmática? l ¿La existencia de cámaras magmáticas corticales? l ¿Qué condiciones tectónicas permiten el desarrollo de cámaras magmáticas corticales?
¿Qué determina la variación de tamaño-ley? l ¿Fluidos
conteniendo más metales? l ¿La existencia de una “trampa” eficiente para la precipitación mineral? l ¿La focalización del flujo hidrotermal por estructuras o transición frágildúctil? l ¿Varias etapas de mineralización?
