Bolilla 3 Yacimientos Y acimientos de de concentración magmática. Conceptos Conceptos . . Minerales asociados. Ejemplos. Yacimientos de carbonatitas. Características principales y mineraliz mineralizaciones. aciones.
YA Y ACIMIENTO CIMIENTOS S DE ORIGEN MAGMÁTICO MAGMÁTICO
PROCESOS MAGMÁTICOS: GENERALIDADES
Tipos de magmas
Procesos
Fusión r s a zac n Líquidos imiscibles
PROCESOS MAGMÁTICOS: GENERALIDADES
Tipos de magmas
Procesos
Fusión r s a zac n Líquidos imiscibles
GENERALIDADES
La primera gran distinción: distinción: calcófilos y siderófilos siderófilos prefieren magmas básicos, litófilos se asocian a magmas ácidos.
Tipos de corteza
Corteza oceánica: 0 a 0,4 km: sedimentos terrígenos y pelágicos.
1 a 2,5 km de espesor: extrusivos e intrusivos basálticos. Cuerpo principal de corteza oceánica, cristalización fraccionada y cúpulas de magma basáltico (gabros, proxenitas, peridotitas). peridotita s). La sección tectonizada tectonizada y metamorfizada contiene complejos ofiolíticos (obducción).
Corteza continental: continental: espesor medio 35- 40 km (20 km debajo de zonas zonas de rift, hasta 80 km debajo de cadenas jóvenes). La discontinuidad de Conrad (a 6 km) separa corteza superior (granitoides y sedimentitas) de corteza inferior (más máfica y compleja).
Corteza continental superior es de félsica a intermedia. Los fragmentos arqueanos (>2500 Ma) greenstone one belts” belts” (corteza contienen porciones de “ greenst (cor teza oceánica antigua).
Corteza continental inferior (entre Conrad y Mohorovicic): composición variable, pero típicamente de material más caliente y denso, no diferente composición. Gradiente t°: 25°C/km, de presión es 30MPa/km. Mayor grado metamórfico, metamórfic o, es más anhidro y residual (queda un residuo de material modificado por la extracción de magma). En parte más máfica (anfibolitas, gabros y anortositas).
TIPOS DE MAGMAS Y CONTENIDOS DE METALES
Litósfera y astenósf Litósfera astenósfera: era: propiedades reológicas dif diferentes erentes (una más rígida, otra más dúctil), son dominantemente dominan temente sólidas.
El rango de composiciones del magma es casi infinito, pero se consideran se consideran cuatro tipos fundamentales: basalto, , .
Basalto
Ambientes: casi en cada ambiente tectónico, especialmente en las dorsales centrooceánicas (MORB) y en los puntos calientes relacionados relacionados a plumas. Además, se forman en arcos de islas y márgenes orogénicos, junto a magmas félsicos. Intrusiones o extrusiones en la corteza continental, a lo largo de rifts o en puntos calientes de i.p.
Origen: fusión parcial de material del manto, gran parte del cual puede describirse como peridotítico. Rocas como las lehrzolitas (peridotita de cpx y/o gra y espinelo), fueron testeados experimentalmente experimentalmente como capaces de dar fundido basáltico. Las peridotitas tipo alpino (oli+ opx) resultan muy refractarias y podrían representar residuos luego de la extracción de magma basáltico. La corteza oceánica hecha de basalto hidratado arco de isla y de margen continental. Komatiitas (magmas (magmas basálticos UB con >18% de greenstone belts) arqueanas, representarían alto grado MgO): restringidas a fajas verdes ( greenstone de fusión parcial parcial de manto por alto flujo calórico, de épocas tempranas tempranas (> 2500 Ma).
Metales en magmas basálticos: son distintivos d istintivos (principalmente (principalmente calcófilos y siderófilos) los que incluyen Ni, Co, Cr, V, V, Cu, Pt y Au. Los materiales fuente pueden estar ya enriquecidos en estos elementos por lo que la abundancia refleja refl eja la afinidad química que estos materiales tienen por los elementos mayo mayoritarios ritarios que caracterizan el magma basáltico (Mg, Fe). Afinidad química y propiedades atómicas. Los elementos traza que no forman minerales propios sustituyen a otros otros en los minerales comunes, por ejemplo Ni por Mg en ol y V por Fe en mt, lo que se refleja en las correlaciones geoquímicas.
ELEMENTOS DE MENA EN YACIMIENTOS DE ORIGEN MAGMÁTICO
Andesitas
Típicamente 53- 63% de SiO2. Petrogénesis en zonas orogénicas o arcos de islas y zonas de subducción. Se discute acerca de si representan magma primario derivado directamente de un apropiado grado de fusión de una roca fuente determinada, o es un magma evolucionado formado por diferenciación de magma más máfico como por ejemplo basáltico. Las observaciones geológicas indican que pueden formarse como un magma primario por fraccionamiento in situ.
Como tipo de magma, no exhibe una asociación primaria con alguna suite particular de metales o depósitos de mena. Parecería que los depósitos tienden a asociarse con magmas que representan el final del espectro composicional y que las composiciones intermedias se caracterizan por la abundancia de elementos traza. Las andesitas no tienen prácticamente metales específicos.
Riolitas Ambientes: ambientes geológicos variados. Las composiciones van de granitos ricos en K a tonalitas ricas en Na. Se extruyen como dacitas /riolitas. Origen: Pueden ocurrir granitos oceánicos por diferenciación de magma máfico formado por fusión del manto. Islandia: la erupción del volcán Hakle se inició con cenizas félsicas que rápidamente fueron sucedidas por basaltos y andesitas, lo que sugiere diferenciación. Por orden de importancia: fusión parcial de materiales corticales a lo largo de arcos océano- continente y márgenes continentales orogénicos. Hay acuerdo en que el magmatismo relacionado a subducción recibe contribución de fundidos del manto litosférico y de la corteza continental, con amplio rango de composiciones, suites calcoalcalinas relacionadas a mingling y crist. fraccionada. tros casos: co s n cont nente- cont nente y am entes cont nenta es anorog n cos donde tienen lugar rifting y adelgazamiento cortical. En el caso del adelgazamiento, estaría caracterizado por composiciones bimodales de los magmas (p.e. basalto + riolita). En el complejo Bushveld (2060 Ma) magmas básicos fueron intruidos por granitos. Los depósitos asociados son concentraciones de elementos litófilos (Li, Be, F, Sn, W, U y Th). Los elementos son los litófilos incompatibles que tienden a quedar concentrados en diferenciados residuales. Los elementos incompatibles también tienden a concentrarse en fundidos con bajos grados de fusión parcial. La composición del magma controla la asociación de minerales de los depósitos. Donde se derivan de la fusión de protolitos supracorticales (granitos S) se caracterizan por la concentración de Sn, W, U, Th, mientras que los que se derivan de fusión de rocas ígneas (granitos I) se caracterizan por Cu, Mo, Pb, Zn y Au.
Magmas alcalinos y kimberlitas
Son composiciones inusuales respecto al espectro mayoritario bas – and – riol. Son magmas empobrecidos en sílice y enriquecidos en álcalis (económicamente importantes) contienen Cu, Fe, Pb, Zr, Nb, ETR, F, U y Th. Kimberlitas y lamproitas son fuentes de diamantes.
Magmas máficos alcalinos: nefelinita, cristaliza para dar rocas tipo ijolitas, con foides, px cálcicos, carbonatos. Ambientes: oceánicos (Hawaii) o continentales (rift africano, Europa central o SE de Australia). Raros en complejos antiguos (Pahlaborwa en SA, 2050 Ma, Cu y PO4). Carbonatitas: derivadas del manto por muy bajo grado de fusión parcial en condiciones de alta presión. Los magmas nefeliníticos y carbonatíticos se atribuyen a líquidos inmiscibles, un magma silicatado rico en álcalis y en carbonatos, se exsolve en dos fracciones líquidas, una e s cato y otra e car onato. gra o e us n parc a e or en e e una uente lherozolítica de granate en el manto dará típicamente nefelinitas de ol. Esto es posible sólo si el material fuente también contiene fases carbonáticas (como dolomitas) y un anfíbol sódico. Esta fuente es resultado de metasomatismo extensivo, que involucra ingreso de fluidos con volátiles y elementos incompatibles.
Kimberlitas y magmas UB relacionados forman rocas muy raras, conteniendo micas y ol. Son ricas en K (1-3% en óx.) e hidratadas y carbonatadas. Ocurren en cuerpos en formas de chimeneas, diques y sills, y comúnmente se extruyen en erupciones explosivas. Evidencia de origen profundo: presencia de xenolitos eclogíticos y lherzolíoticos granatíferos, y asociaciones minerales de muy alta presión (manto). Una pequeña proporción de kimberlitas tienen xenocristales de diamantes . El origen de las kimberlitas es similar al de rocas alcalinas, por fusión parcial de rocas peridotíticas con granate, flogopita o anfíbol potásico y fase carbonática.
EL FACTOR HERENCIA
Enriquecimiento en el material fuente en elementos valiosos. ¿Por qué ciertas porciones de la corteza terrestre parecen estar mucho mejor dotadas de depósitos de minerales que otras? Ejemplos: Au y Pt en SA (Witwatersrand y Bushveld), enriqecimiento de Ni en Sudbury, Cu en la región andina, diamantes en cratones antiguos.
Hipótesis del bombardeo tardío
Durante la segregación inicial de la Tierra los metales siderófilos fueron particionados en el núcleo Ni-Fe de manera amplia. A unos 500 Ma ocurre un intenso bombardeo de meteoritos que adiciona al contenido inicial de siderófilos de la corteza primitiva. Esto habría producido enriquecimientos en el manto, superando el empobrecimiento por la partición previa.
Concentraciones de metales en manto metasomatizado y su transferencia en la corteza
(fig. 1.9) Fertilización de ciertas regiones del manto por metasomatismo. Estudios isotópicos de Re- Os indican derivación del manto para constituyentes de mena (Cu-Au) en algunos yacimientos epitermales. El metasomatismo puede ser extensivo, formándose asociaciones de ol. px, flog, mt, sulfuros de Fe y Ni.
El metasomatismo sería producto de deshidratación de la losa oceánica que se mueve debajo de una zona de subducción. Subducción de corteza oceánica por debajo de arcos de islas produce la formación de basaltos alcalinos que pueden formar luego depósitos de Cu- Au.
La inferencia general es que, metales de mena son redistribuidos en el manto por procesos metasomáticos que elevan el contenido en metales base y preciosos. [ No se explica la formación del depósito, sino la fertilización de la roca de campo ].
Magmas graníticos tipo S e I y especificidad metálica
Granitos tipo S: los magmas en general son más reducidos por presencia de grafito en roca fuente. Serie ilmenita.
Granitos tipo I: tienden a ser más oxidados (p.e. tienen más alta fO2 magmática) que los anteriores. Serie magnetita. La clasificación de Ishihara, (1977) indica el estado de oxidación, los magmas reducidos forman ilmenita y los magmas oxidados forman magnetita. Los primeros se relacionan a dep sitos de Sn- W, los de mt se relacionan a depósitos de Cu-Mo- Au.
fig. 1.2 Las mineralizaciones de Cu- Mo, con Pb- Zn- Au- Ag asociados son relacionables a los granitos tipo I. Las mineralizaciones de Sn- W con U- Th asociados, son relacionables a granitos tipo S. En sentido amplio.
Los granitos pos tectónicos o anorogénicos no concuerdan con el esquema. Los alcalinos de Bushveld, son polimetálicos y contienen Sn- W. Zonación en zonas cordilleranas.
YACIMIENTOS DE ORIGEN MAGMÁTICO
Generalidades El término depósitos de segregación magmática se aplica actualmente a todos los depósitos originados como productos directos de cristalización de magmas. Fundidos diferenciados o inmiscibibles y aglomerados de cristales pueden ser conducidos al interior de la cámara o sus paredes y techo para formar cuerpos de mena como diques, sills o aún flujos extrusivos. El depósito puede constituir una masa rocosa intrusiva completa o una capa dentro de esa masa o como presencia de minerales accesorios valiosos en la roca. Los minerales de mena pueden ser productos de concentración tempranos o tardíos, concentrados por decantación gravitacional de cristales o líquidos, líquidos inmiscibles, o filtrado a presión; y pueden permanecer en el lugar o ser inyectados como magma de mena en un plutón previamente solidificado o en la roca de campo circundante.
YACIMIENTOS DE ORIGEN MAGMÁTICO
Fusión parcial
Fusión parcial y Cristalización Yacimientos magmáticos
Crist. simple: Diamantes
Fraccionamiento con acumulación, segregación e inyección: cromita, magnetita Líquidos inmiscibles
Sulfuros y óxidos
Menas: las relacionadas a rocas básicas incluyen cro, ilm, ap, diamantes, Ni, Cu y EGP. Las relacionados a rocas intermedias son mt, he, ilm y V. Los relacionados con rocas silíceas son mt, he y accesorios como circón, monacita, uraninita y casiterita. La asociación mena- roca hospedante es uno de los argumentos más fuertes a favor de la segregación magmática. Ambiente tectónico: En el marco de la teoría de la tectónica global, este tipo de depósitos se considera formado en áreas cratónicas, pero que sufrieron rifting o proto rifting. Las intrusiones de anortositas se emplazaron hace unos 1400 Ma y a lo largo de lo que parece representar lieamientos de escala continental. Lo mismo cabe para kimberlitas, carbonatitas y rocas alcalinas, que se ubicarían en zonas de rifting profundo. No en fajas orogénicas. Texturas: son las mismas que las de las rocas ígneas parentales . Los minerales de mena pueden variar su tamaño de grano, ser anhedros y euhedros, o ser intersticiales respecto a los silicatos; pero son parte de la textura de la roca. A n donde hay cristalizaci n a partir de líquidos inmiscibles o sobre crecimientos, las relaciones texturales permanecerán similares a las rocas ígneas. Dificultades: los minerales que se forman tempranamente durante la diferenciación magmática generalmente no están en equilibrio con el fundido tardío, por lo que muchos de estos minerales son parcialmente resorbidos y presentan coronas de reacción y efectos de magmatismo tardío. Estos efectos de reacción- corrosión ocultan texturas magmáticas y hacen difícil distinguir entre depósitos magmáticos e hidrotermales. (Ejemplo: cromita con cristales de olivino y corona de broncita). Alteración de la roca de caja: ausente durante la etapa de diferenciados magmáticos tempranos pero en la etapa tardía se desarrolla de manera similar a la etapa hidrotermal.
FUSIÓN
Las temperaturas en el manto alcanzan los 1.500°C y más, pero fusión y anatexis no están tan ampliamente distribuidos (correlación positiva entre presión y comienzo de la fusión). En la astenósfera, definida como la zona del manto donde las rocas están cerca del solidus y ocurre deformación dúctil, se genera magma. No es aleatoriamente sino por procesos que involucran caída de presión (p.e. por adelgazamiento cortical en un régimen extensional) o adición de volátiles a temperatura de sólidus más baja (p.e. en un régimen de subducción y metasomatismo). El incremento de calor no ocurre frecuentemente. La fusión parcial deja residuo sólido. Es un proceso complejo con gran número de variables. La fusión de peridotita comienza sobre los 1.400 °C con la formación de una pequeña fracción de fundido en equilibrio con px- ol. La fusión puede continuar sin adición significativa de calor hasta que un 30-40% de la roce se funde y se consume totalmente el clpx. A partir de ese momento la fusión solo puede continuar con adición de . . . , , . (al fundirse 50-60% de la roca), se requiere un nuevo input térmico para incluir en el fundido al ol. Un pequeño grado de fusión parcial de peridotita dará un magma con composición dominada por productos fundidos de clpx (basalto alcalino), con residuo que refleja la composición total (orpx+ol). El agua cataliza. La anatexis en la corteza ocurre, por ejemplo, como fusión parcial de protolito metasedimentario, para formar granito tipo S. Sedimento sólo de cz, entonces la temperatura tendría que exceder los 1170°C (temp. fusión de sílice a 1 kb) para formar el fundido inicial. Sedimento de arcosa, la fusión comienza a temperaturas más bajas por la baja de los puntos de fusión en mezclas eutécticas. En los contactos cz- Ab, la fusión comenzaría a 790°C y en contactos de granos cz- Or a 720°C. La desagregación estaría causada por la fusión en los límites de los granos. La extracción de un fundido parcial de su residuo, es un proceso que segrega componentes químicos (“fraccionación” o “fraccionamiento”).
FUSIÓN PARCIAL
FUSIÓN (CONT.)
Distribución de elementos traza durante la fusión parcial Dos procesos en fusión parcial: Fusión por tandas (batch melting): formación de un fundido simple (o un solo fundido) que permanece en equilibrio con el residuo sólido hasta que es removido por medios físicos y emplazado como magma. Rollinson dice que así se forman magmas ganíticos. Fusión fraccionada (fractional melting): los incrementos de fundido son pequeños e inmediatamente removidos de su residuo sólido, acumulándose en otra parte para formar u cuerpo magmático. Se aplica más a los fundidos pueden ser removidas de sus fuentes.
El alcance del enriquecimiento y empobrecimiento de elementos traza en un fundido parcial fraccionado es que para un muy pequeño grado de fusión los cambios en las concentraciones relativas de elementos traza respecto a la fuente son extremas y varían desde un máximo enriquecimiento hasta un empobrecimiento a medida que progresa la fusión. La situación en la fusión por tandas es que el enriquecimiento de elementos compatibles puede también ocurrir pero debe fundirse más del 70% de la roca fuente. Ejemplo Rösing .
EJEMPLO 1.2: FUSIÓN PARCIAL Y CONCENTRACIÓN DE ELEMENTOS INCOMPATIBLES EN EL DEPÓSITO DE RÖSING (NAMIBIA)
Es uno de los más grandes depósitos de U del mundo. Se asocia a un leucogranito (alaskita). La mena ocurre como uraninita diseminada, distribuida en todo el leucogranito, junto con silicatos 2os de U y óxidos (betafita, betauranofano). Los granitos so producto de fusión parcial de un basamento más antiguo que comprende granitos y metasedimentitas (el orógeno donde ocurren es de unos 500 Ma). Los recursos son e son e c en os e m ones e one a as e x os e baja ley (0,031% de U3O8). Notar que 310 ppm es un enriquecimiento significativo en leucogranitos y se asigna a fusión parcial del protolito en un proceso de fusión por tandas. Es posible que el protolito a su vez haya estado enriquecido hasta unos 10 ppm de U.
CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA (ROBB)
Abundancia de elementos traza como indicador. Por convención, elemento traza es <1000 ppm (<0,1%). Los elementos traza pueden formar compuestos estequiométricos de fases de minerales accesorios. Muchas menas se forman de elementos que inicialmente se encuentran en proporciones de trazas. Cuando las rocas sufren fusión arcial, los e.t. se articionan entre las fases sólidas (compatibles) y las fases líquidas (incompatibles). El enriquecimiento de e.t., potencialmente formadores de mena puede relacionarse a la concentración de incompatibles en las etapas tempranas de la fusión o en el magma residual durante la cristalización (ejemplo 1.3). Los e.t. compatibles tienden a ubicarse en minerales formadores de roca de cristalización temprana y típicamente no alcanzan la concentración suficiente como para dar material explotable ( en esto hay excepciones).
EJEMPLO 1.3: DIFERENCIACIÓN EN CAPAS DE CONTACTO EN GRANITOS Y CONCENTRACIÓN DE ELEMENTOS INCOMPATIBLES EN ZAAIPLAATS (SN), BUSHVELD.
Los granitos del complejo Bushveld que sobreyacen a la intrusión máfica ocurren como un gran sill y se consideran altamente fraccionados. Están enriquecidos en Sn y hay depósitos en las zonas más altamente fraccionadas. El granito de Zaaiplaats está mineralizado por casiterita diseminada con baja ley, en la porción central del granito. La distribución es consistente con una solidificación desde los bordes hacia el centro en un proceso de “diferenciación en capas de contacto”. En términos de fraccionamiento y considerando al Sn como incompatible, se requiere que cristalice aprox. el 96% para alcanzar un factor 20x. El contenido normal puede ser de 814ppm y llega a 270 ppm.
Granito en Bushveld
Cristalización (cont.)
La secuencia típica de cristalización de un magma basáltico es ol> orpx> clpx junto con plg (sin la plg podría ser un magma UB). Cuando hay poca o ninguna comunicación química (o equilibrio) entre los componentes sólidos y líquidos de la cámara, el proceso se llama cristalización fraccionada o fraccionamiento Rayleigh. Generalmente durante el fraccionamiento hay también , procesos formadores de mena.
Forma y zonación de cuerpos ígneos Los cuerpos basálticos y graníticos difieren en cuanto a forma y mecanismos de fraccionamiento. Estas diferencias son relevantes para explicar la formación de mena (ejemplos de cromitita estratificada y los granitos estanníferos en el complejo Bushveld).
Intrusiones máficas: los magmas básicos tienen viscosidades relativamente bajas y densidades >3 en los minerales, y alrededor de 2,6 en el magma, lo que implica que ol y px típicamente se hunden (400 a 1000 m/año, dependiendo ésta del tamaño y composición de los cristales y el magma). Por contraste, minerales de densidades < como los foides pueden flotar en magma basáltico a presiones de 5kb pero se hundirán cuando ese magma se emplace a niveles más altos en la corteza. La secuencia de rocas en capas que surge de la decantación de cristales inducida gravitacionalmente son referidas como cumulatos y su composición difiere de la del magma inicial. La decantación es una forma de fraccionamiento. La c.f. podría explicar la segregación química de constituyentes y su posible concentración en las fases sólidas o líquidas según los elementos sean compatibles o incompatibles. Esta decantación sería la explicación de la estructura en capas bien definidas de intrusiones . magma que cristalizó completamente en una cámara prácticamente cerrada. Las capas subhorizontales parecen ser producto de acumulación inicial de cristales de cristalización temprana (ol y orpx) seguidos de acumulaciones cristales de px y plg posteriores. Minerales como cromita y mt se entremezclan en las fases principales de silicatos. La cristalización fraccionada produce variaciones de densidad en el tiempo. En este ambiente puede darse un input magmático (fig. Skaegaard). Las plumas han sido citadas para explicar la mineralización en otros distritos (Bushveld). Skaegaard es producto directo de decantación de cristales gravitacionalmente inducida mas procesos complejos que varían las tasas de difusión térmica y química y corrientes de convección que afectan el flujo de magma. La composición de los minerales que cristalizan está sujeta a perturbaciones en la química del magma y cambios causados por inyección o contaminación desde las paredes de la cámara. Todos son procesos críticos en la formación de mena de cromita, mt, PGE, sulfuros de metales base y Au en los complejos en capas.
Ejemplo Skaegaard
Intrusiones félsicas: este tipo no presenta capas bien definidas de las intrusiones máficas debido a que la viscosidad de varios órdenes de magnitud mayor (106 Pa.s vs. 102 Pa.s), el contraste de densidades no es tan marcado. Decantación de cristales improbable (pocos plutones graníticos, calientes, alcalinos e hidratados, de emplazamiento somero, pueden desarrollarla). La mayoría de los plutones registra una zonación concéntrica con composiciones más máficas hacia los bordes (dioritas, granodioritas, tonalitas) y la roca se hace más fraccionada hacia el centro del cuerpo. Como muchos se emplazan a bajas profundidades, la pérdida de calor hacia los lados también produce zonación. Aunque los cristales no decantan por procesos similares a los magmas máficos, son aislados efectivamente por el frente de cristalización que avanza hacia el centro de la cámara. Este proceso es referido como diferenciación en capas desde el límite de la caja y sería una forma de cristalización fraccionada ue concentra elementos incom atibles en el centro de la intrusión (ejemplo para este proceso es el granito de Bushveld).
La cristalización fraccionada puede, por sí sola, dar un enriquecimiento significativo de Au, Pd y S (por ejemplo en el complejo Skaegaard). La naturaleza incompatible de estos elementos con respecto a los cristales de formación temprana (plg, px, ol y en menor medida mt y ap) resulta en un enriquecimiento progresivo en el magma residual. Cuando el S alcanza niveles de saturación, los metales se precipitan como inclusiones de aleación Au- Pd como inclusiones en sulfuros que se distribuyen intersticialmente entre los cúmulos de la asociación mineral. El fraccionamiento ocurre in situ.
Cristalización simple: diamantes
Datos generales: el manto de la Tierra (entre 35 y 2900 km) es fuente de material cortical. La mayoría de los diamantes llega a la superficie con magmas kimberlíticos. La mayoría de las kimberlitas y lamproitas son estériles, los magmas diamantíferos intruyen corteza antigua estable (>2500 Ma). Los magmas kimberlíticos que transportan diamantes son típicamente mucho más jóvenes que la roca que intruyen (meso o cenozoicos a Devónico y hasta 1000 Ma). Edad de los diamantes: 1500 a 3000 Ma con una considerable residencia en el manto. Ocurren como xenocristales aislados o en xenolitos de peridotitas (tipo P) o de eclogita (tipo E). Las peridotitas que forman las “quillas” litosféricas están empobrecidas, por extracción de fundidos mantélicos. Origen de los diamantes: se considera que se formaron en el manto, en la “zona de ransición” entre manto sup. y manto inf., entre 400 y 650 km de profundidad (fig .) . A causa de empobrecimiento de C en el manto superior respecto al manto inferior (100 ppm vs. 1000 a 3700 ppm), no es fuente. En muchos diamantes se encuentran inclusiones de minerales de muy alta presión. En el manto inferior también hay más agua, al ser más reductor, el manto superior es más adecuado para preservar diamantes. En el ambiente relativamente oxidante, rico en fluidos del manto inferior, el C estaría como CO2, CO, MgCO3. Modelo: plumas transfieren fundidos y volátiles desde el manto inferior y precipita diamantes a niveles más altos o en ambientes reducidos representados por el ambiente de transición o en las “quillas” de la litosfera cratónica. Los diamantes tipo P se forman cuando los fluidos carbónicos relativamente oxidados, disueltos en las plumas interactúan con manto reducido a niveles más altos y precipitan C. Este proceso de transferencia de masa es un metasomatismo e involucra movimiento de fluidos y volátiles desde la profundidad. Los diamantes tipo E, se consideran cristalizados directamente de un magma intruido en o por debajo de las quillas.
Formación de magma kimberlítico diamantífero Actividad de plumas y transferencia metasomática de volátiles desde el manto inferior fértil al superior empobrecido. Evidencia: cuerpos de kimberlitas correlacionados con eventos “supercrono” (largos períodos de tiempo, en sentido geológico, de polaridad unidireccional en el campo magnético terrestre). Los “supercronos” son causados por disrupción en el límite núcleo- manto con incremento de la tasa de convección del núcleo líquido, causando una atenuación de la intensidad del campo magnético . intrusión de kimberlitas se relacionaría a períodos de baja velocidad de placas, con interrupción de la convección en el manto, produciendo un aumento de fusión parcial y producción de volátiles en las plumas. El magma kimberlítico se intruye rápidamente y puede llagar a erupcionar en forma explosiva.
ORIGEN DE KIMBERLITAS
CHIMENEAS KIMBERLÍTICAS
Cristalización fraccionada: capas monominerales de cromita
Procesos involucrados: decantación de cristales, flujo convectivo de fluidos y segregación química relacionada a difusión atravesando las capas. Estos procesos no explican el desarrollo de capas monominerales de cromita o mt tan bien desarrolladas en muchos intrusivos en capas. Tampoco explican la formación de vainas masivas de cromitita que ocurren en complejos ofiolíticos. Las capas tienen típicamente entre 0,5 y 1 m de espesor y extensión lateral de decenas de kilómetros con enormes reservas de Cr y Fe- V.
Cuerpos con mt: 80- 100% de mt, 1- 10% ilm, 1% de sulfuros y 0-2% de V2O5.
En Bushveld y el gran dique de Zinbabwe se requeriría cristalización normal de silicatos (ol, px, plg), desactivado y reemplazado por un breve interludio donde los óxidos simples están en el líquidus (modelo de Irvine).
Según G&P, el origen de Bushveld es complejo y dan la siguiente secuencia de eventos:
Depositación, en el Proterozoico temprano, de los sedimentos del Supergrupo Transvaal, con tres eventos volcánicos precursores del BIC.
Inyección de una serie de sills de diabasas en la unidad anterior.
Extrusión de las felsitas y granófiros Rooiberg, con arcosas y areniscas interestratificadas, coetáneas.
Intrusión por encima de los sedimentos Transvaal y por debajo de las felsitas Rooigerg, de las fases plutónicas principales y formación de rocas ub en capas, máficas e intermedias (1.900Ma).
Intrusión de la fase félsica tardía representada por el granito rojo de Bushveld.
Modelo de Irvine: sistema ternario (ol-cro-cz). Para que se dé un depósito mineral, el sistema debe salirse de la normal (lo normal daría 2% de cromita). Cambios en la fugacidad de oxígeno y en la presión total del magma en cristalización. La fO2 controla el potencial de oxidación en términos de presión parcial de oxígeno potencial del Fe a ocurrir en un estado de oxidación determinado. A muy baja fO2, se forma Fe°, como en meteoritos, y posiblemente en el núcleo. A mayor fO2, Fe es divalente, a más alta fO2, Fe es di y tri valente y forma mt, y a más alta fO2, el Fe es férrico y forma hematita . Ejemplo de Kilauea: un pequeño incremento en la P total del magma tiene como resultado exsolución de CO2 y expansión de burbujas en las corrientes ascendentes de magma. Se desvía el límite de fase entre cro y ol expandiendo el campo de cro. Según el modelo precipita cro.
Cromita en “vainas”
Se dan en complejos ofiolíticos. Son cuerpos irregulares, estratiformes a discordantes, en formas de vainas (pods) en rocas hospedantes de composición dunítica o harzburgítica, a menudo internamente deformadas. , que sugieren mingling de dos magmas que podrían ser de litosfera oceánica, de baja viscosidad, olivínico, mezclado con magma más viscoso, silíceo. Las dos facciones permanecen segregadas al menos por el tiempo que toma la acumulación de mena. La cromita se nuclea preferentemente en los glóbulos ub, a lo largo de los límites de la fase metaestable líquida. La difusión de Cr a través del magma silíceo (reservorio) donde no hay nucleación de cro, hacia los glóbulos de líquido ub donde se forma cro.
CROMITITA EN CAPAS O ESTRATIFICADA
Ejemplo 1.4: formación de capas de cromitita en el filón UG1, Bushveld.
El complejo Bushveld cubre unos 67.000 km2, con el 75% de las reservas mundiales de Cr. El UG1 es uno de los “upper group” con cromititas, de mayor extensión. Está hospedado en rocas anortoríticas. Las bifurcaciones del filón se explican por liquefacción de las asociaciones minerales del piso que interrumpen la decantación formando un “lodo” de plg y fundido que es eruptado a la interfase magma- cumulato.
Carbonatitas
Complejos máficos relacionados a kimberlitas (alcalinas o no) en ambientes de rift. Edades: entre Precámbrico y Fanerozoico. Formas de chimeneas, estructuras de flujo con bandeado. Componentes: cal, dol, o sid, todos de origen ígneo, más accesorios mt, ap, m nera es con , a, uo . Tipos: agpaíticas (alcalinas con Fe+3 y Zr) y miascíticas (pobres en álcalis y Zr, ricas en Fe-Ca-Mg). Productos: ETR, Nb- Ta, Zr- Hf, Fe- Ti- V,U- Th y minerales industriales como ap, bar, vermiculita.
CARBONATITAS DE PAALABORA (1.900 Ma)
Filtrado a presión
La segregación gravitacional es en realidad un complejo de procesos: controles de difusión química y de densidad. El filtrado a presión es otro mecanismo por el cual ocurre la segregación. El fluido residual, dentro de una red o estructura de cristales acumulándose en una cámara parcialmente solidificada, puede ser expelido hacia otras zonas de menor presión como la de magma suprayacente o fracturas en la roca de caja. El proceso sería aplicable aún en magmas viscosos. Anortosita hospedante de depósitos de Ti- Fe Grandes macizos de intrusivos anortosíticos de edad Mesoproterozoico, en América del Norte y Escandinavia, contienen depósitos de Ti- Fe. Ejemplos: en USA (Sanford Lake), ana ac o , orue a e nes . La roca de campo son anortositas, gabros, noritas y monzonitas; emplazadas en etapas tardío tectónicas a extensionales en un ciclo orogénico. El tipo más importante para la metalogenia es el anortosita, que contiene il- he. Las acumulaciones de óxidos ocurren como capas estratiformes y diseminaciones dentro de los complejos intrusivos o como diques más masivos y de mayor ley. Ocurre cristalización fraccionada in situ. La extracción temprana de una fase dominada por plg resulta en la acumulación de Fe y Ti en líquidos residuales que forman ferrogabros o ferrodioritas. La mt titanífera o hemo- ilmenita también puede acumularse en el piso de la cámara de decantación. Los cuerpos más masivos discordante se consideran producto de expulsión hacia afuera de una “lechada” de óx. de Fe- Ti que forma un cuerpo intrusivo en los márgenes de la anortosita ampliamente consolidada, o en facturas de la caja.
LÍQUIDOS INMISCIBLES
Segregación de dos fracciones líquidas coexistentes de un magma originalmente homogéneo. Las dos fracciones pueden ser mineralógicamente similares (silicato- silicato) o muy diferentes (silicato- óxidos). Este fenómeno se observa mejor en . importante en magmatogénesis pero sí como proceso formador de menas.
LÍQUIDOS INMISCIBLES (CONT.)
Inmiscibilidad silicato- óxido Existe una asociación bien conocida de complejos anortosíticos con cuerpos discordantes de mt- ap o il/rut- ap (nelsonita). Los trabajos experimentales indican posibles dos líquidos inmiscibles, uno que se enfría para dar una mezcla de mt y ap (prop. 2:1) y otro formando una roca de composición diorítica. Otros trabajos experimentales dieron que es posible, bajo condiciones de alta fO2, que un fundido de FeO inmiscible se separe de un magma de composición félsica. La fig. KAlSi3O8- SiO2 en condiciones de fO2 aproximadamente atmosféricas, campo que se achica en un ambiente más reductor. La inmiscibilidad también está presente en magmas con altas concentraciones de P, Ti y Fe pero el campo disminuye con el incremento de Ca y Mg. (Kiruna como ejemplo complejo)
Inmiscibilidad silicato- sulfuros
La inmiscibilidad silicato- sulfuro en magmas máficos está ampliamente aceptada como un rasgo común de la cristalización. Los datos experimentales en el sistema SiO2- FeO- FeS confirma que líquidos silicatados pueden coexistir con líquidos sulfurados en un amplio volumen del sistema. El S como S= es disuelto en magmas por desplazamieto de O2 ligado estrechamente a Fe +2. La solubilidad del S= es por eso, una fon de la actividad de FeO en el magma y está también controlado por fO2 (decrece si la fO2 aumenta). La solubilidad de los S= (contenido de S= disueltos en el punto de saturación) varía a medida que el magma cristaliza y en cualquier punto en que la saturación es alcanzada, se formarán pequeños glóbulos de S= fundidos.
La saturación de S= podrá ser realizada como procedimiento de solidificación y caída de temperatura + podría ocurrir por extracción de la fase rica en Fe). La saturación puede ser promovida por llegada de nuevo magma o adición externa de S=.
El fundido de S= inmiscible segregado de magma basáltico de Kilauea contiene 61% Fe, 31%S, 4% Cu y 4% O. Solidificado forma pirrotita, cpy y mt. Los fundidos de S= segregados tienen potencial para hospedar concentraciones de metales calcófilos y siderófilos base (Cu, Ni, Co) y preciosos (Au, Pt) (ejemplos 1.5, 1.6 y 1.7 )
Notas importantes para la formación de estos depósitos:
La aparición de una fracción sustancial de fundido de S= inmiscibles.
La creación de condiciones donde los glóbulos de S= puedan efectivamente equilibrar con gran volumen de magma silicatado.
Acumulación efectiva de glóbulos de S= en una capa cohesiva simple o entidad espacial.
Ejemplo 1.5: Inmiscibilidad silicato- sulfuro: los depósitos de NiCu hospedados en komatiita de Kambalda, Australia occidental.
Las komatiitas son rocas máficas y u-máficas extrusivas, compuestas por ol+clpx y conteniendo típicamente más del 18% de MgO, con bajos contenidos de álcalis. La textura es en forma de espada laminada, espinosa (bladed spinifex) . La mayoría de las komatiítas no están mineralizadas. En Norilsk (Rusia) se da una variación con aporte externo de S.
Ejemplo 1.6: Inyección de magma nuevo y mixing en Merensky Reef, Complejo Bushveld.
Es un yacimiento de cromita y PGE (22% de las reservas mundiales de Pt). Los minerales son Cpy+pirrotita+pentlandita con sulfurosa de PGE y aleaciones de PGE.
KOMATIITAS DE KAMBALDA
Ejemplo 1.7: contaminación de magmas en inmiscibilidad de S=: depósitos de ni- cu de Sudbury, Ontario.
Sudbury es una ocurrencia única. Es una intrusión máfica en capas << que Bushveld. Es el mayor productor de Ni del mundo, con una ley de 1,2 %Ni y 1,5 mil millones de toneladas, junto con Cu y PGE. Sería producto de un impacto meteorítico de hace unos 1850 Ma sobre una corteza de granitos arqueanos, gneises y el supergrupo vulcano sedimentario Huroniano. La masa principal del complejo está constituida por noritas, cz gabros y granófiros. La mena Ni- Cu se encuentra en una enigmática unidad máfica en la base de la secuencia, llamada “subyacente”. Las menas magmáticas de S= de alto contenido de Ni están generalmente asociadas a . , lo que podría haber causado la inmiscibilidad. La principal masa intrusiva sería producto de fusión amplia de granito+ gneis+ roca volcano-sedim., inmediatamente después del impacto. Cristalizó plg+ px que constituyen el grueso del complejo. El “subyacente”, sin embargo, se habría formado por fusión de mayor proporción de material basáltico huroniano, más máfico que la masa principal, dando un producto más máfico con cúmulos UB. Este magma también estaba saturado en S y agregó contenidos significativos de fundido Ni-Cu. Además del impacto, para explicar Sudbury, se requieren de segregación y contaminación.
PROCESOS EN SUDBURY
Detalle de clusters de PGE
