Características de mineralización
La superficie de las zonas epitermales va desde unos pocos kilómetros cuadrados hasta decenas de kilómetros cuadrados. Los cuerpos minerales generalmente se encuentran en rocas volcánicas de la misma edad o más antiguas, "sótanos" (sedimentos metamórficos y material metavolcánico) y/o intrusiones subvolcánicas menores. Las formas de los yacimientos minerales cambian constantemente, pero lo que los minerales tienen en común es que todos se producen en antiguas zonas de filtración. Los cuerpos minerales se extienden lateralmente desde cientos a miles de metros (en su extensión máxima), y las vetas que contienen minerales pueden tener no más de uno a varios metros de ancho. Verticalmente tienden a restringirse a ≤600 m, como es el caso de la mineralización en la propiedad Pachuca-RealdelMonte. Grandes cantidades de gas disuelto en el fluido pueden aumentar la profundidad de la primera ebullición (Hedenquist et al., 1985b), lo que se cree que resultó en profundidades de mineralización superiores a los 900 m en la mina Baguio (Cooke et al., 1996). En el caso de ComstockLode, las fracturas postmineralización pueden expandir el espaciamiento vertical de la mineralización (Vikre, 1989; Hudson, 1993).
La composición tectónica, litológica y fluida influye en la permeabilidad de los ambientes mineralizados (Sillitoe, 1993b). Los cuerpos minerales generalmente se encuentran en vetas de inmersión pronunciada (de 1 a 10 metros de ancho), grupos de vetas, vetas en red y, menos comúnmente, vetas de ángulo bajo. Estas fracturas locales son producto de mecanismos de tensión de tracción de extensión y traslación a escala regional, pero en muchos casos las ramas de estas fracturas son pequeñas, de menos de unos pocos metros de longitud. Requieren fractura frágil porque están controlados por la reología de la roca.
La precipitación y disolución de minerales en fluidos hidrotermales también pueden afectar la permeabilidad. En ambientes de baja sulfuración, la permeabilidad se reduce por la precipitación de cuarzo y calcita. Relativamente hablando, en ambientes de alta sulfuración, la permeabilidad aumenta a medida que la roca se disuelve en soluciones ácidas y se forman grupos de cuarzo. Si los fluidos que contienen grandes cantidades de gas disuelto en cualquiera de los ambientes están sujetos a una descompresión rápida, pueden hervir y hacer erupción vigorosamente, formando zonas de brecha permeables (vanLeeuwan et al., 1990; Carman, 1994).
I. Depósitos con bajo contenido de sulfuro
La mineralogía alrededor del mineral proporciona evidencia de diagnóstico para distinguir ambientes con bajo contenido de sulfuro de ambientes con alto contenido de sulfuro (Figura 3-2).
Figura 3-2 Diagrama de zonificación mineral simplificado de depósitos epitermales con bajo y alto contenido de sulfuro
El mineral en depósitos con bajo contenido de sulfuro generalmente se asocia con cuarzo y/o calcedonia y más pequeños. pero cantidades variables de vetas de adolita, calcita, rodocrosita, mica potásica (illita o sericita), clorita y pirita. Las estructuras reticulares (calcita tabular y sus pseudocristales) son características estructurales comunes, que se presentan en forma de bandas de concha y bandas estructurales coloidales, especialmente en las venas epigenéticas. La forma precipitada más común de bandas estructurales coloidales es la sílice amorfa (Fournier, 1985), que cristaliza con el tiempo en cuarzo. En las vetas más profundas, es común el cuarzo en peine cristalino de grano grueso. El oro suele presentarse como crisoepidota o, más raramente, como telururo, acompañado de argirita, sales que contienen sulfato, sulfuros de metales básicos y pirita. Desde el borde de la veta hasta las rocas circundantes, el feldespato icosaédrico es reemplazado por illita, la cantidad de cuarzo disminuye y siempre prevalece la pirita. Todos estos minerales reflejan la precipitación de minerales en condiciones de agua de pH reducido, casi neutralidad y baja salinidad. La alteración en profundidad y escala regional consiste en un conjunto palonitico que incluye cuarzo, clorita, illita, pirita, calcita, albita, feldespato icosaédrico y epidota. La intensidad de la alteración depende principalmente de la presencia de roca huésped reactiva (generalmente rocas volcánicas), porosidad y permeabilidad.
Los manantiales de sílice se depositan en la superficie de efluentes fluidos de tipo bajo en azufre en ebullición o en ebullición (Figura 3-1a). El agua de manantial normalmente precipita como sílice amorfa, pero cristaliza en cuarzo al cabo de 50.000 años (Herdianita et al. 2000).
Los manantiales de sílice delinean la paleosuperficie y las superficies paleosedimentarias y a menudo ocurren en el mismo sitio que los agregados de alteración que contienen alunita, caolinita y ópalo, que se formaron por la acción del agua calentada por vapores de sulfato ácido (Figura 3-1a). En las profundidades entre la antigua superficie sedimentaria y la mineralización (y a veces junto a la mineralización), las rocas se alteran en diversos grados en minerales arcillosos (montmorillonita, illita-montmorillonita intercalada, illita, clorita y Ridgestone alto) y carbonatos, las vetas se llenan de carbonatos. Estos minerales pueden formarse calentando salmuera de bicarbonato con vapor rico en dióxido de carbono (Figura 3-1a, Simmons et al., 2000).
1. Inclusiones de fluidos
Los datos de inclusión de fluidos se pueden utilizar para inferir la temperatura y la composición de los fluidos formadores de minerales cerca de la profundidad de la formación del depósito. condición de depósitos bajos en azufre.
Los datos de inclusión de fluidos proceden principalmente de cuarzo, pero también de datos de inclusión de fluidos en calcita, criolita y esfalerita translúcida. Las verdaderas inclusiones de fluido primario generalmente ocurren en anillos de crecimiento dentro de granos de cuarzo autigénico de grano medio a grueso. En depósitos hidrotermales de baja temperatura y de formación superficial, estas inclusiones primarias pueden ser difíciles de encontrar, y los datos provienen principalmente de inclusiones secundarias. Sander et al. (1998) discutieron cuestiones relacionadas con las inclusiones fluidas en minerales de sílice cristalizados y recristalizados. En muchos depósitos, las inclusiones fluidas mejor conservadas se producen en minerales de ganga que no tienen nada que ver con el oro y pueden ser rellenos de ganga que están separados del mineral desde unos pocos milímetros hasta varios metros.
La mayoría de las inclusiones fluidas contienen dos fases (líquido + vapor) y son ricas en líquido con un volumen de líquido superior al 65. También son comunes las inclusiones bifásicas ricas en vapor. Cuando la proporción de la fase de vapor con respecto al volumen es mayor que 98, aparecerá una película líquida imperceptiblemente delgada en la inclusión. Por lo tanto, en un ambiente hidrotermal poco profundo de baja temperatura, generalmente es imposible medir una temperatura uniforme a partir de un vapor. inclusión rica (Th) o temperatura del punto de congelación (Tm) (Bodnar et al. 1985).
Las formas de las inclusiones fluidas varían desde cavidades negativas irregulares hasta cavidades redondeadas, con formas irregulares asociadas con una temperatura de 250°C (Bodnar et al., 1985). El estrechamiento y el atrapamiento de gas-líquido son fenómenos comunes y los investigadores suelen tener cuidado de evitar someter las inclusiones a estos procesos. Sin embargo, cuando se miden los valores de Th para las distintas fases de las inclusiones fluidas, sus efectos suelen ser evidentes en un amplio rango.
El rango de temperatura homogéneo es de 150 a 300 °C y la temperatura del punto de congelación varía de 0 a -2 °C, lo que indica un fluido fluido con una salinidad típicamente inferior a 3,5 (Figura 3-1a). Hedenquist et al. (1995b) afirmaron que las temperaturas del punto de congelación entre 0 y -1,5°C pueden atribuirse enteramente al dióxido de carbono acuoso y no a las sales disueltas (expresadas como salinidad) como se interpreta comúnmente. En algunos casos, los estudios de conminución o los análisis de gases han demostrado que las temperaturas bajo cero son al menos parcialmente atribuibles al dióxido de carbono hidratado (Vikre, 1989; Sherlock et al., 1995). En algunos casos, se han medido temperaturas bajo cero significativamente por debajo de -2°C (Vikre, 1989; Cooke et al., 1990; Conrad et al., 1992; Sherlock et al., 1995; Scott et al., 1998), lo que sugiere la presencia Agua con una salinidad superior a 10. En depósitos sin una fuente obvia de salmuera (por ejemplo, evaporitas), esta alta salinidad puede explicarse por cambios en el contenido de evaporita (pérdida de vapor de agua) en condiciones de sistema abierto (Sherlock et al., 1995; Simmons et al., 1997; Scott y otros, 1998; Simeone y otros, 1999).
Debido a que los gradientes de presión hidrostática son comunes en los sistemas geotérmicos activos (Henley, 1985), a menudo se utilizan en entornos hidrotermales poco profundos y de baja temperatura. Al aplicar mediciones de geopresión a partir de datos de inclusión de fluidos y asignar un punto de ebullición hidrostático al gradiente de presión de profundidad, se estimó que la profundidad de mineralización estaba entre 500 metros por debajo de la superficie antigua.
Isótopos estables
Se realizaron pruebas de isótopos estables en varias fases minerales recurrentes: cuarzo, feldespato criolítico, calcita y minerales arcillosos, inclusiones fluidas y oxígeno en minerales arcillosos, pirita e hidrógeno relacionado en sulfuros y carbono en carbonatos. se utilizan principalmente para determinar las áreas de origen de los componentes de las fases acuosa y gaseosa en soluciones mineralizadas y ayudan a explicar las características paleohidrológicas. En términos generales, los isótopos de azufre y carbono son consistentes con un origen magmático para estos componentes, pero la naturaleza dispersa de la combinación de datos dificulta una interpretación específica. Los resultados completos de las mediciones de los isótopos de hidrógeno y de los isótopos de oxígeno son más útiles para explicar la composición del agua y, por tanto, la zona de origen del agua, especialmente en depósitos minerales jóvenes. Según la composición del agua moderna, la composición del agua local. Se puede determinar la atmósfera en el momento de la mineralización.
La composición isotópica de oxígeno del agua se calcula en base al equilibrio entre las fases agua y minerales a una temperatura concreta (Matsuhisa et al., los valores D/H tienden a estar dispersos, hasta unas pocas partes por millón, esto puede deberse al hecho de que los fluidos de inclusión que midieron incluyen varias inclusiones. Estas composiciones isotópicas varían mucho más que las medidas en los sistemas hidrotermales modernos y, por lo tanto, no tienen el mismo rango de interpretaciones para los sistemas antiguos que para los modernos. Claramente, por ejemplo, los efectos de la ebullición y la mezcla se reconocen fácilmente en los sistemas modernos (Giggenbach, 1992).
La composición de isótopos de oxígeno e hidrógeno del agua mineralizada generalmente está sesgada hacia la derecha de la atmosférica. lado de la línea de agua, que muestra cambios en los valores de 18O/16O. El agua atmosférica local suele ser el componente principal de los fluidos hidrotermales. Una disposición lineal que conecta el componente de agua atmosférica local y el componente hidrotermal que se extiende hacia la derecha (horizontalmente) de la línea de agua atmosférica. se considera completamente. Aunque estos datos no son concluyentes, el aumento asociado en la relación D/H produce una línea diagonal positiva que revela la adición de agua magmática (Giggenbach, 1992). Pueden indicar que en depósitos epitermales con bajo contenido de sulfuro, el agua magmática puede representar 10 o más de la composición isotópica total de la solución formadora de mineral (Simmons, 1995)
II. Los minerales de cobre y plata están estrechamente relacionados con el cuarzo, los minerales de arcilla plutónica, la mica y los minerales de vetas de sulfuro. El azul de cobalto plutónico, la alúmina y el azufre natural son algunos de los minerales que se encuentran comúnmente en depósitos con bajo contenido de sulfuro (por ejemplo, calcita y rodocrosita). , adolita) son poco comunes en ambientes de alta sulfuración y tienen relativamente pocas estructuras de relleno de huecos.
Muchos depósitos de tipo de alta sulfuración se caracterizan por un anillo central de cuarzo residual o cristalizado. Los minerales de veta típicos incluyen cuarzo y. pequeñas cantidades de limonita, minerales arcillosos (clorito, caolín), piedra, siderita), hidrotalcita, barita, onfacita, azufre natural, minerales de fosfato de sulfato de aluminio, rutilo-rutilo y pirita. Los minerales minerales incluyen oro natural, clorita, azufre de antimonio y arsénico amarillo. Mineral de hierro - Pirita de arsénico de azufre pesado - Cobreita de antimonita de azufre pesado, Pirita de arsénico - Mineral de cobre pesado, Minerales de calcopirita, bornita, calcopirita, azurita y telururo Posiblemente ocurre en poros secundarios ("agrupaciones") producidos por feldespato drenado con ácido. otras fases de pórfido y fragmentos de brecha. La matriz se compone enteramente de cuarzo, cantidades menores de limonita, minerales arcillosos, rutilo (o anatasa) y piedra amarilla. Además de aglomerados y cuarzo masivo, pueden aparecer minerales con alto contenido de sulfuro. en vetas masivas de sulfuro, vetas de cuarzo-mica-arcilla y cuernos donde la roca original es criptocristalina.
Las zonas de mineralización de clorita-cuarzo, caolinita-clorita, montmorillonita-clorita y lapislázuli se extienden hacia afuera desde el cuarzo residual y. vetas mineralizadas de más de 1 a 100 metros (principalmente de 2 a 4 metros, Figura 3-2). El contacto entre estas zonas mineralizadas puede ser muy corto. La sericita y la clorita pueden extenderse más profundamente debajo de algunos depósitos más sulfurados. Los depósitos de pórfidos de cobre y oro coetáneos y genéticamente relacionados se encuentran en las partes inferiores o marginales de algunos sistemas de depósitos de tipo alta sulfuración (Sillitoe et al. 1994).
En muchos depósitos de tipo altamente sulfuroso, existen diferencias significativas en la permeabilidad entre los aglomerados de cuarzo y las zonas arcillosas.
La erosión profunda puede tener un fuerte impacto en las zonas de cuarzo residual, lixiviando sulfuros y formando óxidos e hidróxidos de hierro secundarios y jarosita en las profundidades del entorno minero, o incluso lixiviándolos por completo. En contraste, las zonas mineralizadas de arcilla tardía poco permeables son generalmente más resistentes a la meteorización y pueden contener pirita fresca cerca de las superficies erosionales modernas (Gray et al. 1994).
1. Inclusiones fluidas
El ambiente erosivo que prevalece en la mineralización limita la disponibilidad de materiales para la investigación de inclusiones fluidas. La mayoría de las inclusiones fluidas se han reportado a partir de aglomerados llenos de granos de cuarzo, aunque estos aglomerados generalmente se encuentran en etapas posteriores, así como inclusiones secundarias en pórfidos de cuarzo temporalmente no estresados. Además, se encuentran datos en sulfarsenito, alúmina, barita, pirita, esfalerita, alúmina anhidra, siderita y tungstenita. Los abundantes rastros de inclusiones de fluidos secundarios dificultan la identificación de inclusiones de fluidos primarios (So et al. 1998). En algunos casos, se producen inclusiones de fluidos primarios en los anillos de crecimiento de granos de cuarzo autigénico, pero su relación con el origen del mineral no está clara.
La mayoría de los depósitos con alto contenido de sulfuro contienen inclusiones de fluidos de dos fases (gas líquido). Aunque se pueden identificar inclusiones ricas tanto en líquido como en gas, la mayoría de los estudiosos no defienden la ebullición como un mecanismo importante para la precipitación. En algunos depósitos, existen pequeñas inclusiones de salmuera heterogéneas a temperatura ambiente, que contienen líquido y gas ± otras fases subcristalinas además de subcristales de halita (Losada-Calderón et al., 1990; Hedenquist et al., 1994; Arribas et al., 1995b; Ruggieri et al., 1997), e inclusiones de fluidos trifásicos de dióxido de carbono (por ejemplo, el depósito de Bauhinia Hill, So et al., 1998).
Algunos depósitos con alto contenido de sulfuro contienen solo poca sal (