Paragénesis y Zoneamiento en Yacimientos Minerales: Depósitos Epitermales, Mesotermales e Hipotermales

Capítulo 6: La Paragénesis

En los gabros bandeados el olivino se asocia con el platino.

La Paragénesis y la Secuencia Paragenética

Paragénesis -palabra griega que significa “nacer junto con”- se usa para describir “cualquier conjunto de minerales de mena, con o sin ganga, que se formaron al mismo tiempo y, normalmente, en equilibrio”.

Grupo del platino: Osmio, Iridio, Paladio.

Secuencia paragenética: El orden cronológico del depósito de los minerales. Se determina mediante estudios de la mineralogía, enfocada a los rasgos texturales microscópicos y megascópicos.

“Los fluidos formadores de mena son de carácter químico complejo. El caso más simple involucra un fluido acuoso con sílice, CO₂ y diferentes iones complejos. La precipitación conjunta de dos o más fases de sulfuros o sulfosales es común. La formación de menas ocurre en ambientes donde la temperatura desciende y el pH, ligeramente ácido, tiende a sobresaturar la fase acuosa con sílice, razón por la cual el cuarzo resulta un acompañante común de los sulfuros. “

McKinstry (1963) pasó años estudiando la paragénesis de los depósitos de sulfuros, mediante el examen bajo microscopio binocular o mineragráfico.

Gustafson: estableció la compatibilidad de pares y grupos de minerales de sulfuros y arseniuros de cobre y hierro, y fue capaz de demostrar la secuencia para-genética en diagramas construidos con base en la termodinámica.

“La determinación precisa del orden cronológico está prácticamente restringida a estudios bajo el microscopio; tales estudios se complementan con el microscopio de barrido electrónico, para revelar las variaciones crípticas”.

La Veta Ideal

A Emmons se le atribuye la reconstrucción de la veta ideal. Es la representación de la paragénesis, según transcurre.

Depósito de los minerales: (profundidad – superficie).

Óxidos de hierro y estaño, tungstatos de hierro y manganeso.
Sulfuros y arseniuros de hierro y molibdeno.
Sulfuros de zinc, plomo y plata, con los óxidos de cobre y hierro combinados.
Sulfosales de cobre y de plomo y las sulfosales de plata.
Metales nativos y los telururos.
Sulfuros de antimonio y de mercurio.

Fugacidad: Fuerza que tienen los gases.

“Los elementos traza cambian la composición de un mineral”.

“Cuando hay variaciones del calor indica contaminación de elementos traza”.

Modelo de la Veta Ideal

Epitermal: 0-2 km (50-150 °C)

Mesotermal: 2-7 km.

Hipotermal: 7-12 km.

Xenotermales: Cuando el fluido magmático no tiene alrededor rocas con las cuales reaccionar, estas reaccionan casi en superficie y estos tienen la mayoría de los minerales.

El Zoneamiento

Zoneamiento que se define como: “los patrones de la distribución espacial de los elementos principales y traza, las especies minerales, los conjuntos de minerales o las texturas, en los depósitos minerales”.

Puede ser de tipo:

Zoneamiento conjunto, mineral o de fases.
Críptico o químico.
Textural.

Quien primero estableció el concepto de zoneamiento fue Spurr.

——————————————Epitermal————————

Zona estéril: Calcedonia, cuarzo, barita, fluorita y carbonatos. A veces hay algo de minerales de mercurio, antimonio y arsénico.
Zona del mercurio: con cinabrio, comúnmente en calcedonia, cuarzo, barita, fluorita y carbonatos (menores).
Zona del antimonio: con estibnita, comúnmente en cuarzo, que puede pasar hacia abajo a algo de galena con sulfosales de plomo–antimonio. Puede haber algo de oro y plata.
Zona de oro-plata: Los norteamericanos llaman de “bonanza”. Son comunes la acantita y minerales de arsénico y antimonio. Abunda el cuarzo, con frecuencia amatista, y la calcedonia. A veces hay telururos y seleniuros (de oro y de plata), así como también, cantidades más bien pequeñas de galena, adularia y alunita, con calcita, rodocrosita. Son comunes las texturas epitermales (principalmente como relleno de cavidades) y la alteración por silicificación. Predomina la alteración propilítica, aunque también se ven, en menor proporción, la potásica y la sericítica.
Zona o intervalo estéril: representa el fondo o parte inferior de muchos depósitos terciarios, de metales preciosos. Hay, sobre todo, cuarzo y carbonatos, quizá con cantidades menores de pirita, calcopirita, esfalerita y galena. Representa también el fondo o terminación inferior del ambiente epitermal.

—————————————–Mesotermal—————————–

Zona de la plata-manganeso: la ganga es de cuarzo con calcita–dolomita–siderita; hay acantita y rodocrosita, sulfosales de plata (de arsénico-antimonio) y poca rodonita. También hay poca pirita. La alteración presente es sericítica–argílica–propilítica.
Zona del plomo: con ganga de cuarzo y pocos carbonatos. La galena es, en general, argentífera, y casi siempre hay esfalerita que aumenta hacia abajo; también algo de calcopirita, rodocrosita y rodonita. Poca pirita.
Zona del zinc: con cuarzo y, en algunos lugares, ganga de carbonatos de calcio-ferromanganeso. Hay esfalerita con galena, calcopirita, y la serie tenantita-tetrahedrita. La calcopirita aumenta hacia abajo. En algunos lugares, entre los niveles o zonas 6, 7 y 8, hay cuarzo con enargita–tenantita y poca calcopirita. La alteración es argílica avanzada. Hay poca pirita.
Zona del cobre, con tenantita-tetrahedrita-calcopirita, por lo común argentíferas. Ganga de cuarzo-pirita. Alteración sericítica-argílica-propilítica. Se considera el fondo de la parte mesotermal de las vetas.

—————————————Hipotermal——————————-

Otra zona del cobre: con calcopirita, siempre con pirita o algo de pirrotita. Hacia abajo pasa a tenantita–bornita–calcocita–enargita, por lo común con alteración de cuarzo-sericita–pirita. En general, hay algo de metales preciosos, sobre todo plata. Trazas de estaño.
Zona del tungsteno-molibdeno: vetas de cuarzo–huebnerita o de scheelita–pirita, con trazas de molibdeno–calcopirita, o cuarzo–molibdenita en vetillas; algunas de estas con casiterita. No hay alteración potásica.
Zona estéril o submarginal: cuarzo, feldespato potásico, biotita, calcopirita, molibdenita, trazas de pirita, carbonatos y anhidrita. Alteración potásica. Esto se considera el final o fondo de la mineralización hidrotermal.

Tipos de Zoneamiento

Zoneamiento por cuerpo mineralizado: Se presenta en escala mina.
Zoneamiento por distrito: Cuando hay variación de cuerpos zoneados de una o más minas.
Zoneamiento regional.

El zoneamiento regional se relaciona en forma genética con la geoquímica ígnea, con el ángulo de la placa de subducción, la velocidad o tasa de la misma subducción y con otras manifestaciones de la tectónica global.

Mapas metalogenéticos: lugares en donde se encuentran ubicadas las minas.

Telescopiamiento: Cuando encontramos yacimientos de diferentes temperaturas en una zona pequeña, el fenómeno lo causa es el volcamiento, como los yacimientos xenotermales.

Telescopiamiento ²: Donde las zonas de mineralización se traslapan, empalman o enciman unas con otras. Ocasionado cuando fluidos hidrotermales están sujetos a gradientes muy empinados de temperatura y de presión, lo que causa que se precipiten con demasiada rapidez los minerales.

Yacimientos persistentes: Son yacimientos sin cambios mineralógicos y estructurales, y son de origen profundo. (Los yacimientos profundos casi no tienen cambios).

Capítulo 7

“El método más importante a la hora de saber la composición y el origen de los fluidos mineralizantes son las inclusiones fluidas”.

Geotermometría

Síntesis de los minerales: Fabricación de minerales en laboratorios con medidas estequiométricas de los componentes. Falla, pues los minerales no son químicamente puros y esto cambia su temperatura de formación.
Determinación de los puntos de fusión: Aquí se registra la temperatura a que se funde un mineral, asumiéndose esa como la temperatura máxima de la formación de ese mineral.
Los puntos de inversión y los rangos de estabilidad. Esto es la temperatura a la que un mineral cambia de sistema de cristalización. Se usa el sistema Cu-Fe-As-S. Son afectados tanto por la temperatura como por la presión.
Texturas y hábitos de los minerales. Las bandas coloformes y los cristales columnares de cobre, de temperaturas muy bajas, y las oolitas, son consideradas del ambiente superficial. Los cristales de fluorita octaédrica. Los cristales de fluorita octaédrica de colores claros o incoloros, se producen a temperaturas altas, los cristales cúbicos y de colores oscuros o brillantes, corresponden a temperaturas bajas.
Conductividad eléctrica de los minerales. Los minerales formados a temperaturas elevadas deben tener menos defectos estructurales. Las propiedades eléctricas relativas de los minerales conductores (como los sulfuros metálicos) pueden ser función de sus temperaturas de cristalización.
La sustitución iónica. Se dice que en los depósitos de temperatura alta la esfalerita contiene más Fe que la esfalerita de temperatura baja. (Mentira).
El análisis térmico diferencial. Calentando los minerales se observa cuándo estos pierden el agua de su composición. Cada arcilla tiene su propia temperatura a la que expulsa esa agua.
La termoluminiscencia. Cuando una muestra es calentada a cierta temperatura emite una curva de luminosidad característica, después esta termoluminiscencia se desvanece, aunque volviera a ser calentada no vuelve a brillar.
Puntos de exsolución o desmezcla. Son puntos de temperatura en la cual los elementos absorbidos durante la cristalización, al ser calentados se desmezclan del material homogéneo creando texturas de intercrecimiento, exsolución o desmezcla.
Asociación mineralógica.
Las inclusiones fluidas

11.- Inclusiones Fluidas

También llamadas vacuolas.

La primera descripción específica de las inclusiones se remonta al Siglo XI, atribuyéndosele a Abú Reykhan al-Biruni.
Hacia 1672, Robert Boyle hizo la primera descripción de ellas.
Dolomieu, en 1792; Dewey en 1818; y Dwight en 1820, refiriéndose sólo a la naturaleza de los fluidos atrapados.
Breislak, en 1818, de Davy en 1822, de Brewster en 1823 y de Nicol en 1828, intentos analíticos para soportar la teoría neptunista.
Sorby establecería la hipótesis de que las burbujas presentes en el fluido de la mayoría de las inclusiones eran el resultado de la contracción diferencial del líquido encerrado en el mineral encajonante durante el enfriamiento y razonaba que la temperatura a la cual había ocurrido el atrapamiento, podía ser estimada calentando la muestra.

“El número y tamaño de estas deficiencias estructurales o “lagunas de crecimiento” es proporcional a la carencia de “materia prima”.

“En cuanto al número presente, este es inversamente proporcional al tamaño”.

Grado de llenado: A la proporción del líquido, con respecto al volumen total de la inclusión.

Minerales Hijo

“Si, al descender la temperatura el fluido llega a saturarse de sales o algunos otros componentes, estos pueden cristalizar para formar “minerales hijo””.

Dentro de las inclusiones o vacuolas se encuentran los estados sólido, líquido y gaseoso. El tipo trifásico más frecuentemente encontrado es de NaCl (halita) aunque pueden formar carbonatos o sulfuros.

Al calentarse, los cristales hijo verdaderos se redisolverán en el fluido, la temperatura a la cual ocurra la fusión.

Información Obtenida a Través de las Inclusiones Fluidas

Temperatura: Método propuesto por Sorby en 1858. Cuando se alcanza una temperatura en la cual la burbuja se hace más pequeña hasta desaparecer, se llega a la temperatura de homogenización. Esta será la temperatura a la que existió en el momento de la captura de la inclusión.
Presión.
Densidad.
Composición.
Análisis microtermométrico: Se encuentra la temperatura de homogenización y la de fusión de hielo.
Determinación de la temperatura de fusión de hielo: Baja la temperatura del cristal a -100 a -120 °C. Se debe de poner atención entre los -52 a -56 °C y entre -24 a -20 °C para precisar la temperatura de fusión de clatratos (separación de cristales de sal y el de la fusión final de hielo, respectivamente.
Determinación de la salinidad de las inclusiones.
Determinación de la profundidad de formación de un yacimiento.
Determinación de la presión en el sitio en que ocurrió el depósito de mineral y de la densidad de los fluidos mineralizadores.

Clasificación de las Inclusiones Fluidas

Primarias: que son las que se depositan en las irregularidades de las superficies de un cristal al ir creciendo.
Secundarias, que se forman por cualquier proceso posterior a la formación del cristal que las aloja.
Pseudo-secundarias: Las fracturas que las contienen nunca transgreden los límites del cristal, lo cual es evidencia de que estaban en las superficies de crecimientos sucesivos; este tipo de inclusiones es aún más confiable que las primarias.

“Las impurezas de los minerales traza disminuyen la temperatura de formación”.

Cristal: “compuestos químicos inorgánicos sólidos, naturales, con estructura y composición química definidas”.

Hay dos tipos de cambios:

Progrado (aumento de temperatura y/o presión).
Retrógrado o Inversión (disminución de temperatura y/o presión).

Gemelación: minerales gemelos como las maclas de las plagioclasas.

Luminiscencia fósil: Cuando un material alcanza su temperatura máxima, esta alcanza un brillo especial. Al volver a ser de nuevo calentada la muestra a su temperatura máxima no vuelve a brillar de ese modo.

Solución sólida: Un mineral cuya composición cambia en toda la proporción posible.

“Todas las arcillas pierden su agua a 350 °C”.

Inclusiones fluidas: son fluidos atrapados en las lagunas de crecimiento.

Inclusiones secundarias: aquellas en las que una fractura no transgrede los límites del cristal, lo que dice que el cristal y la grieta se formaron primero.

“Si la proporción de agua y gas son diferentes, se dice que hubo ebullición”.

Grado de llenado: La proporción del líquido que hay con respecto del gas. Puede haber una combinación de 3 fases, S, L y G. Por lo general el S son minerales de sal.

Minerales atrapados: estos minerales no son minerales hijo verdadero.

“Al calentarse, los minerales hijos desaparecen primero y se funden con el fluido. El cristal que no se funda no será un mineral hijo”.

Temperatura de homogenización: Ocurre cuando las burbujas se hacen más pequeñas a medida que se calientan, cuando desaparecen se ha llegado a la temperatura de homogenización. Es la temperatura mínima a la que se formaron los minerales de mena.

“Las inclusiones pueden deformarse por presión hasta llegar al estrangulamiento, separando a estas en dos”.

Métodos Geotermométricos

Rangos de estabilidad de conjuntos minerales.
Pérdida de agua de composición.
Sustitución de Al por Si (Al- An).
El uso del sistema Cu-Fe- Zn-S.
Inclusiones fluidas.
Reconstrucción geológica.

Isótopos

Estables. (H, C, O, S, Sr y Pb)
Radiactivos o radioisótopos.

Los objetivos principales a la hora de utilizar isótopos han sido:

La determinación de los orígenes y composiciones de los fluidos mineralizadores.
La determinación de la edad de los yacimientos.

Isótopos radiactivos: Pueden ser productos finales o ser radiogénicos activos (aún radiactivos).

Fraccionamiento isotópico: la determinación de la edad de los yacimientos.

Fraccionamiento isotópico: Cuando un elemento radiactivo se descompone dando origen a otro elemento (¿elemento hijo?).

“En general, las ligaduras formadas por iones más ligeros son más débiles, y los iones del isótopo más ligero son más móviles y reactivos que las unidades equivalentes de los isótopos más pesados”.

Los procesos que ocasionan el fraccionamiento:

Oxidación-reducción.
Evaporación-condensación.
Precipitación-disolución.
Adsorción-desadsorción.
Difusión.

“El fraccionamiento producido por diferencias en las velocidades de reacción de las moléculas ligeras y pesadas se presenta a temperatura baja sobre todo en las reacciones fotosintéticas y microbianas, a temperaturas inferiores a los 250° C”.

El Oxígeno

Los patrones isotópicos se comparan contra el SMOW (Standard Mean Ocean Water).

“El vapor de agua es siempre isotópicamente más ligero que el agua del cual proviene. La primera agua en precipitar está enriquecida de ¹⁸O y en D. Cada lluvia sucesiva irá siendo isotópicamente más ligera. Conforme la masa de aire se mueve hacia el continente o a latitudes o a elevaciones mayores, se va despojando del ¹⁸O (más pesado) y del D (también más pesado que el H ordinario)”.

El ¹⁸O tiende a acumularse en condiciones oxidantes. Así mismo, su proporción tiende a aumentar al disminuir la temperatura.

El Azufre

Se emplean los más abundantes, el ³⁴S y el ³²S, cuyo fraccionamiento puede ser orgánico o inorgánico.

El patrón utilizado es la troilita (FeS), mineral de un meteorito.

La separación o fraccionamiento orgánico se debe a que tres tipos de bacterias anaeróbicas consumen al (SO₄)^-2, secretando H₂S.

Las especies iónicas del azufre, importantes a las temperaturas apropiadas (25 a 500 °C) incluyen H₂S, HS^–, SO₄^-2, HSO₄^–, KSO₄^–.

El metamorfismo puede modificar la proporción isotópica, las ligaduras del ³²S se rompen con mayor facilidad y el ³²S se difunde con más rapidez.

El Carbono

El carbono se encuentra tanto en los materiales reducidos como en los oxidados.

El ¹²C y el ¹³C se hallan en las especies reducidas como el metano (CH₄), en los combustibles fósiles como grafito y carbón, en las lutitas petrolíferas, y en los diamantes, el monóxido de carbono.

El patrón de comparación para el valor del ¹³C es el del CO₂

El ¹²C se enriquece en los compuestos formados por fotosíntesis.

El carbono se presenta en los depósitos hidrotermales como CO, CH₄, y CO₂ hallados en las inclusiones fluidas, en los sistemas fumarólicos y de manantiales termales.

Radioisótopos

Los más usados son rubidio-estroncio (⁸⁷Rb-⁸⁷Sr), uranio-torio-plomo (²³⁵U-²⁰⁷Pb, ²³⁸U-²⁰⁶Pb y ²³²Th-²⁰⁸Pb), potasio-argón (⁴⁰K-⁴⁰Ar) y el carbono-nitrógeno (¹⁴C-¹⁴N).

El sistema uranio-torio-plomo usado como reloj isotópico.

Las abundancias de ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb y ²⁰⁸Pb han aumentado desde la formación de la Tierra, ya que se han venido desintegrando el uranio y el torio.

Las relaciones se establecen así: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb o ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb.

La corteza superior tiene en promedio relación más elevada de ²³⁸U/²⁰⁴Pb.

Al Pb radiogenético se le conoce también como plomo anómalo o tipo Joplin.

Por la lixiviación selectiva, puede generarse así mucho mayor proporción de plomo radiogénico, como sucede en los yacimientos del tipo del Valle del Misisipi.

Los estudios isotópicos más sencillos que se verifican para el plomo deben asumir lo siguiente:

Al formarse la Tierra hubo un solo conjunto de proporciones isotópicas del plomo en toda la masa terrestre, llamado plomo primigenio o primitivo.
Desde entonces, todo el plomo se ha retenido en uno o más sistemas cerrados, que son el manto, la corteza, etc.
De tiempo en tiempo han sido removidas porciones de los materiales que contienen plomo de tal origen o fuente, para formar los yacimientos.
Las menas removidas no se contaminaron con otro plomo.