El presente capítulo describe con detalle los yacimientos objeto de este estudio, sin embargo, por considerarlo de interés, se hace una introducción general sobre este tipo de yacimientos.
1. Los yacimientos en skarn 1.1. Introducción
Los yacimientos minerales de tipo skarn no solo constituyen uno de los más característicos en geología económica, son también, unos de los más estudiados desde el punto de vista metalogenético (Einaudi et al., 1981; Newberry y Einaudi, 1981; Einaudi, 1982; Einaudi y Burt, 1982; Burt, 1982; Guy et al., 1986; Kwak,1987; Meinert, 1989, 1992, 1995, 1998; Delgado et al., 1997; Newberry, 1998; Ray y Dawson, 1998; Ray et al., 2000; Meinert et al., 2000). Económicamente hablando, los skarns albergan numerosos depósitos minerales con concentraciones anómalas de Cu, Pb, Zn, Au, Fe, W y Sn (Tablas VIII y IX), así como otros minerales industriales (wollastonita, grafito, asbestos, talco, fluorita, etc.). En México, numerosos yacimientos descritos como de reemplazamiento metasomático (Prescott, 1926; González-Reyna, 1956), ahora se reconocen como de tipo skarn (Megaw, 1998). Muchos son de clase mundial (world class), puesto que exceden en tamaño los 10 Mt de mineral, entre producción y reservas, con leyes de 8-350 g/t Ag y >10 % de Pb+Zn+Cu.
1.2. Definiciones e importancia económica
El término skarn ha sido propuesto de un modo genérico, el mismo proviene de una palabra sueca con la que los mineros designaban la roca estéril en la que se alojaba mena de hierro. El término fue utilizado por primera vez en la literatura por Thornebohm (1875, 1882 in Delgado et al., 1997), para describir rocas con granate y piroxeno en depósitos de Suecia. En 1911, Goldschmidt utilizó el sustantivo para describir mineralizaciones formadas por reemplazamiento en un contacto carbonatos-intrusión en Noruega (in Delgado et al., 1997). En la misma década (1919), en los Estados Unidos de Norteamérica, Hess in Burt (1982) introdujo el término tactita, para referirse a yacimientos similares. De acuerdo con lo anterior, la roca skarn ha sido definida por su mineralogía no metálica,
misma que contiene minerales calcosilicatados como granates y piroxenos (Einaudi et al., 1981; Meinert, 1992). A los yacimientos minerales asociados con este tipo de roca como ganga, se les conoce como depósitos en skarn o tipo skarn (Einaudi y Burt, 1982). Otros sinónimos son Carbonate Replacement Deposits (Prescott, 1926), distal Pb-Zn skarns (Einaudi et al., 1981; Einaudi y Burt, 1982) y depósitos de Ag-Pb-Zn-Cu de alta temperatura, alojados en carbonatos (Megaw, 1998). Las rocas silicatadas que componen los skarns contienen abundante Ca, Fe, Mg, Al y Mn, derivan de rocas carbonatadas y muy comúnmente están en contacto directo con rocas intrusivas ácidas.
Los skarns resultan siempre de la acción de un proceso de metasomatismo relacionado a metamorfismo de contacto. El metasomatismo se entiende como un cambio en la composición química de una roca debido a la reacción con un fluido percolante que puede ser de origen muy variado, pero generalmente magmático. Los skarns se encuentran adyacentes a plutones o stocks hipabisales, normalmente a niveles elevados de la corteza y pueden estar relacionados a fallas o fracturas.
En relación a la importancia económica de estos depósitos, la Tabla VIII presenta los tamaños típicos y leyes medias de los mismos según el Servicio Geológico de Norteamérica (USGS). Los yacimientos en skarn más grandes son los de Fe, seguidos en ese orden por los de Sn, Cu, Au, Zn-Pb y W. Los tamaños y leyes med ias, especialmente en lo referente a los depósitos de metales base, da una idea de la importancia de los yacimientos mexicanos. Un listado de los skarns económicos de clase mundial se da en la Tabla IX.
1.3. Tipología de los skarns
Los skarns han sido clasificados de varias maneras según diferentes parámetros. Por ejemplo: exoskarn o endoskarn (según el protolito original); cálcico o magnesiano (según la composición de la roca original); de granate o piroxeno (según la mineralogía); de infiltración o de difusión o reacción ( según el comportamiento hidrodinámico de los fluidos que lo originan); próximos o distales (según la cercanía o lejanía con las fuentes del fluido metasomático); oxidados o reducidos (según el estado de oxidación del sistema hidrotermal); progrado o retrógrado (según el estadio de formación), entre otros.
1.4. Rocas encajonantes y morfología
Las rocas encajonantes de las que provienen los skarns, forman parte de series carbonatadas de plataforma, que involucran calizas masivas arrecifales o en estratos delgados, intercaladas con calizas arcillosas o limolitas calcáreas, muy a menudo lutitas silíceas y, en ocasiones, presencia de facies dolomíticas. La característica química favorable de estas rocas es que son sumamente reactivas al metasomatismo, el cual puede ser favorecido por otras estructuras primarias o secundarias (porosidad, permeabilidad, planos de estratificación, cavernas, fracturas, fallas...).
La morfología de los depósitos minerales puede estar determinada por las discontinuidades litológicas, los planos de estratificación, las fracturas o fallas, o las charnelas de plegamiento. Muy a menudo se presentan como roof pendants, en los que el borde más en contacto con los fluidos hidrotermales percolantes, es el más propicio al metasomatismo. A nivel del yacimiento (escala métrica a decamétrica), skarn y mineralización asociada pueden seguir la discontinuidad entre la intrusión y la roca invadida. A la misma escala, puede estar presente una morfología general de mantos (cuerpos stratabound), bolsas, lentes o parches de mineral, chimeneas (cuerpos subverticales de formas en planta burdamente circulares o elípticas), redes de vetillas o diseminación. En el mismo depósito puede haber cambios morfológicos de mantos a chimeneas subverticales (Prescott, 1926).
1.5. Evolución espacial y temporal de un skarn
El modelo clásico de un skarn gira en torno de una intrusión (que puede o no estar expuesta) y su encajonante, en el cual existe una zonificación de minerales calcosilicatados y sulfuros u óxidos, que fueron formados por una sucesión temporal de eventos. Los diferentes eventos sobreponen conjuntos minerales en el espacio. El proceso corresponde a un metasomatismo de infiltración que se relaciona a una fuente ígnea.
Un buen ejemplo de la zonificación mineralógica y las etapas de formación de un skarn lo constituye el yacimiento de Carr Fork, Bingham, USA (Atkinson y Einaudi, 1978;
Einaudi et al., 1981). Las zonas mineralógicas se formaron durante las etapas correspondientes a un skarn progrado y uno retrógado (Figura 49).
Figura 49. Zonificación mineralógica en los skarns progrado y retrógrado respectivamente de Carr Fork, Bingham, Utah, USA, según Einaudi et al. (1981). Las flechas indican el sentido de circulación del fluido metasomático. Skarn progrado: 1. Granate tipo 2 (Ad95-100), 2. Granate tipo 1 (Ad80-100), 3. Piroxeno tipo 2 (Hd25-35), 4. Wollastonita + piroxeno tipo 1 (Hd4-16), 5. Caliza, 6. Magnetita. Skarn retrógrado: 7. Veta con cuarzo + magnetita + calcopirita, 8. Actinolita + calcopirita, 9. Veta con pirita, 10. Cuarzo + nontronita + pirita, 11. Saponita + talco + magnetita, 12. Calcita + saponita + talco, 13. Esfalerita + galena + pirita.
1.5.1. Skarn progrado: etapa temprana
El desarrollo de las zonas se efectúa en dirección de la percolación del flujo metasomático. En esa dirección las zonas pasan de una rica en granate a otra rica en piroxeno, luego a una con predominancia de wollastonita y, finalmente, a las calizas recristalizadas (Figura 49). Existen dos generaciones de granate y dos de piroxenos, con un incremento en la molécula de andradita en el granate de segunda generación, y un incremento en la molécula de hedenbergita en el piroxeno tardío. Durante esta etapa se depositan también formas irregulares de magnetita en ciertos lugares, entre las zonas de granate 1 y piroxeno 2 (Figura 49).
1.5.2. Skarn retrógrado: etapa tardía
Formado en una segunda etapa, el skarn retrógrado desarrolla zonas mineralógicas controladas por tres factores: fracturamiento hidrotermal, mineralogía del skarn progrado y distancia a la fuente hidrotermal. Destacan zonas que contienen actinolita y calcopirita relacionadas a vetas con cuarzo, magnetita y calcopirita y a los lugares que contienen magnetita del skarn progrado. Así también, en una etapa un poco posterior, hacia la fuente
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hidrotermal hay una zona con cuarzo, nontronita y pirita que, al alejarse, pasa a otra que contiene saponita, talco, pirita y magnetita y más lejos a una zona con esfalerita, galena y pirita (Figura 49).
1.6. Condiciones de formación
1.6.1. Factores que controlan la mineralogía del skarn
La mineralogía presente en los skarns y sus paragénesis minerales dependen de la composición de la roca original y de las condiciones fisicoquímicas del proceso (P, T, XCO2, fO2, fS2). Los cambios en estos parámetros provocan cambios en las paragénesis o bien: la identificación de las diferentes paragénesis permite deducir las condiciones de formación de la roca metamórfica. Los cambios son representados utilizando diferentes
diagramas como T/ XCO2, fO2/ fS2, fO2/T, fS2/T, fO2/pH, entre otros; por comodidad, a menudo estos diagramas son representados bajo condiciones isotérmicas o isobáricas. Los conjuntos minerales (asociaciones paragéticas) pueden ser representados en diagramas de composició n, bajo diferentes condiciones de estabilidad.
1.6.2. Temperaturas, fluidos y presión.
Las temperaturas en los skarns muestran un rango muy amplio, dependiendo del estadio de formación (skarn progrado o retrógrado). Los datos más generales se deducen a partir de datos experimentales para el metamorfismo de contacto (300-600º C). Los datos de microtermometría existentes indican dos grandes grupos de temperaturas (Einaudi et al., 1981; Kwak, 1986; Meinert, 1998; Newberry, 1998): uno basado en medidas de temperaturas de homogeneización sobre granates y piroxenos del skarn progrado que dan rangos de 300 a más de 700º C, con fluidos a menudo sobresaturados (>33 % NaCl) y evidencias de ebullición; y otro con medidas principalmente en cuarzo que acompaña al skarn retrógrado y en rangos generales de 250 a 400º C, con fluidos más bien subsaturados (sin presencia de NaCl sólido). Las temperaturas más elevadas se reportan en skarns de W, mientras que las mas bajas se consignan para skarns de Cu-Zn (Meinert, 1992).
Los datos isotópicos de C indican que las proporciones de CO2 (XCO2) en los fluidos que permean rocas carbonatadas durante el metasomatismo son en general inferiores a 0.1 (Huang, 1976; Taylor y O’Neil, 1977). Taylor y O’Neil (1977) postularon que los fluidos del skarn progrado están dominados por aguas magmáticas, los cuales evolucionan a otros con dominancia de agua meteórica durante el skarn retrógrado (Figura 50). Otros datos presentados por Meinert (1992) dan valores de d18O para granates, piroxenos y cuarzo del skarn progrado de +4 a +9 %o, lo cual se interpreta como derivado de aguas magmáticas (Figura 50). Conclusiones similares fueron postuladas por Bowman (1998) según estudios sistemáticos de isótopos de hidrógeno. Este mismo autor concluye que las variaciones fundamentales en los isótopos de oxígeno en los skarns se deben a las relaciones agua/roca en las diferentes etapas del skarn.
Figura 50. Campos de los fluidos calculados para dD – d18O en las etapas I y II de skarns asociados a intrusiones con un d18O de 7.5%o. A- Alta, H- Hanover, OR- Oslo Rift, PC-Pine Creek. Modificado de Bowman (1998). LAM- Línea de aguas meteóricas. SMOW-Standar Mean Ocean Water.
PC-II A-II PC-I A-I H-II OR-II OR-I H-I Agua magmática 0 -40 -80 -120 -160 -20 -15 -10 -5 0 5 10 d O18 SMOW dDSMOW
En relación a la presión, los cuerpos intrusivos a los que se relacionan los skarns son cúpulas batolíticas o stocks hipabisales que intrusionan en desequilibrio con la roca encajonante, es decir, a niveles elevados de la corteza en un dominio netamente frágil. Los datos de geobarometría calculados o deducidos por diferentes métodos y compilados por Einaudi et al (1981), indicarían presiones del orden de 0.5 a 2.5 kb. Según Newberry y Einaudi (1981) los skarns que contienen depósitos de W se forman de 1.5 a 3 kb, mientras que los que contienen Cu se forman de 0.5 a 1 kb. En ambos casos siempre hay una relativa concordancia con el espesor de la columna estratigráfica.
1.7. Rocas intrusivas asociadas y contexto geotectónico
Desde el punto de vista geoquímico, la mayor parte de los skarns se asocian con rocas intrusivas de composición granitoide (presenc ia de cuarzo libre), metaluminosas y de tipo calcoalcalino, aunque skarns con depósitos de Sn y algunos con W, pueden relacionarse a granitos peraluminosos. Los primeros son los llamados granitos de magnetita e ilmenita y los segundos los granitos de ilme nita (Ishihara, 1981). Según la clasificación de Chapell y White (1992) corresponderían a los granitos tipo I (igneous) y S (sedimentary) respectivamente. De acuerdo al ambiente geotectónico los granitos de tipo I se generan y emplazan en ambientes de arcos volcánicos, mientras que los de tipo S serían sincolisionales (Pearce et al., 1984). Algunos diagramas geoquímicos empíricos muestran que el grado de diferenciación de las intrusiones que se asocian a skarns se incrementa según el metal asociado en el siguiente orden: Fe ? Au ? Cu ? Zn ? W ? Mo ? Sn (Figura 51). En este sentido, las intrusiones relacionadas a skarns de Fe, Au y Cu tienen contenidos de SiO2 entre 55 y 65 %, (Na2O + K2O) < 7 % y se refieren petrográficamente a tonalitas, monzonitas de cuarzo y granodioritas; mientras que las intrusiones relacionadas a skarns de Sn y W tienen SiO2 > 70 %, (Na2O + K2O) > 7 % y las rocas son más graníticas.
2. Zoneografía de los skarns de La Esperanza
El área mineralizada de La Esperanza comprende varios prospectos con evidencias de mineralización de Ni-Co-Cu-Zn y se ubica en una zona de metamorfismo de contacto. El
área ocupa una superficie de 1-2 km2, en donde afloran las principales facies que aquí se describen (Figura 52). El contacto se lleva a cabo entre el cuerpo porfídico hipabisal de monzonita de cuarzo llamado PSL y un bloque de calizas y cuarcitas presumiblemente del
Figura 51. Diagrama TAS mostrando la ubicación de los skarns en relación a la composición de las intrusiones asociadas. * Ubicación de la Esperanza referida al promedio del PSL.
Paleozoico superior (¿Devónico-Pérmico?). Ambos tipos de roca están bordeados por andesitas masivas del Cretácico Superior-Terciario inferior, con metamorfismo de contacto y alteración hidrotermal relacionados a la propia intrusión. El conjunto anterior se encuentra en contacto al sureste por falla normal con una serie de andesitas y tobas andesíticas, masivas y estratificadas con alteración selectiva de clorita y calcita; se considera que constituyen niveles superiores de las andesitas propilitizadas masivas.
Una cartografía semidetallada del área nos permitió identificar una serie de zonas diferenciables por el tipo e intensidad del metamorfismo y la alteración hidrotermal (Figuras 52 y 53). Los límites entre ellas no son bruscos sino graduales, están controlados tanto por la distancia al borde de la intrusión, como por la composición de la roca. Las zonas definen una ubicación en el espacio, pero en ellas se advierten una superposición de eventos en el tiempo. A continuación se describen las características de las diferentes zonas identificadas.
Sn
W
Mo
Cu
Fe
Au
Alcalino
Subalcalino
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70
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SiO
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2
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La Esperanza
Figura 52. Mapa de minerales de metasomatismo-alteración hidrotermal generalizado en el área de la Esperanza. 1. Pórfido San Lucas fresco. 2. Pórfido San Lucas con minerales de retromorfismo > skarns. 3. Endoskarn y exoskarn de granate > piroxeno y retromorfismo sobrepuesto de epidota + clorita + calcita + hematita especular. 4. Calizas recristalizadas, mármoles y skarns de reacción de granate + piroxeno. 5. Andesitas con alteración hidrotermal predominante de clorita + calcita + turmalina + cuarzo + sericita + pirita. 6. Zonas frescas (se refiere a cuarcitas recristalizadas y conglomerados terciarios). Los números indican la ubicación de algunas muestras importantes referidas en el texto.
250 m N
Figura 53. Sección esquemática N-S en el área de la Esperanza pasando por el arroyo San Lucas y la mina los Rieles. 1. Calizas recristalizadas, mármoles y skarns de reacción de granate + piroxeno. 2. Cuarcitas. 3. Parte superior de la Formación Tarahumara consistente en coladas andesíticas y tobas interestratificadas. 4. Pórfido San Lucas. 5. Endoskarn en el PSL. 6. Exoskarn. 7. Diques postmetamórficos vinculados al PSL. Misma escala horizontal y vertical.
2.1. Zona de intrusión fresca (PSL)
Esta zona corresponde a la mayor parte del PSL que ya se describió con detalle anteriormente. Este pórfido parece un cuerpo bastante homogéneo que aflora sobre una superficie de unos 5 km2, en las inmediaciones del arroyo del mismo nombre. Aflo ra a desniveles entre 400 y 700 msnm. El límite sureste está en contacto con las rocas sedimentarias provocando la aureola de metamorfismo (Figuras 52 y 53). Las facies más frescas afloran al norte de la coordenada 3 217 000 N, casi hasta llegar al río Yaq ui.
2.2. Zona de intrusión con minerales de retromorfismo en mayor proporción que skarn
Esta zona es intermedia entre la zona de intrusión fresca y la del endoskarn (Figura 31). Aflora sobre unos 400 metros en el arroyo San Lucas entre las coordenadas 3 216 400 N y 3 216 800 N. Se caracteriza por la presencia del PSL en tonos más verdosos en su matriz, o cortado por estructuras, vetillas o con parches verdosos debido a la presencia de minerales de metamorfismo (Figura 46). Las estructuras son centimétricas espaciadas por decímetros, a veces subparalelas a subortogonales. Estas rocas al microscopio son skarns con texturas cristaloblásticas o en nidos de abejas, compuestas hasta en un 90 % de granates idiomorfos, zonales de birrefringencia anómala. Los granates son cementados por epidota y calcita tardías, con menores minerales opacos diseminados. La roca se aprecia con una textura claramente porfídica (hasta 40 % de fenocristales) que no ha alcanzado a borrarse.