DepEpitermales Mexico(Camprubi)[1]

8/8/2019 DepEpitermales Mexico(Camprubi)[1]

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Depsitos epitermales 1

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ENSA

BOLETNDELA SOCIEDAD GEOLGICA MEXICANAVOLUMEN CONMEMORATIVODEL CENTENARIO

YACIMIENTOS MINERALESTOMO LVII, NM. 4, 2006,P.

Los depsitos epitermales: revisin sobre el estado actual de suconocimiento, mtodos de estudio y presencia en Mxico

Antoni Camprub1,*, Tawn Albinson2

1 Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autnoma de Mxico,Campus Juriquilla, Carretera 57 km. 15.5, 76023 Santiago de Quertaro, Qro., Mxico

2 Exploraciones del Altiplano S.A. de C.V.,Sinaloa 106 oficina 302, Colonia Roma Norte, 06760 Mxico, D.F. Mxico

*[email protected]

Resumen

La tipologa de yacimientos minerales ha sido tradicionalmente la ms importante para Mxico en trminos econ-micos, con renombrados depsitos de clase mundial como los de los distritos de Pachuca Real del Monte, Guanajuato,Fresnillo, Taxco, Tayoltita, y Zacatecas. Tambin es uno de los temas ms interesantes para la investigacin cientfica y

para la exploracin de depsitos minerales, especialmente tras la determinacin de sus nexos genticos con otras tipologas

como los depsitos metalferos en prfidos y en skarns. Adems, los recientes ajustes en la denominacin y definicin delos tipos y subtipos de depsitos epitermales (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003), y la consiguiente defini-cin de inclusividades y exclusividades entre ellos, va a ser tema de discusin durante un tiempo, pues cualquier modelode nuevo cuo necesita ser completado con evidencias adicionales. Como esquema general, Sillitoe y Hedenquist (2003)enfatizaron la estrecha asociacin entre depsitos en prfidos y depsitos epitermales de sulfuracin alta e intermediay, adems, sealaron que en ciertas reas (como la Great Basin de Nevada) los depsitos de sulfuracin intermedia y

baja son mutualmente excluyentes en espacio y tiempo. En el caso de los depsitos epitermales de Mxico, los tipos dedepsitos epitermales de sulfuracin intermedia y baja no son mutualmente exclusivos, antes bien, coexisten en las mis-mas regiones, se formaron durante los mismos rangos de tiempo, e inclusive se presentan juntos en un mismo depsito.Estos depsitos son enteramente de edad terciaria, entre el Luteciano y el Aquitaniano-Burdigaliano (o Eoceno medio aMioceno temprano, con la sola excepcin advertida de un depsito del Paleoceno), y su distribucin espacial y temporalmimetiza la propia evolucin del vulcanismo de arco continental de la Sierra Madre Occidental y la Sierra Madre del Sur.

La inmensa mayora de los depsitos epitermales de Mxico pertenecen a los tipos de sulfuracin intermedia (SI) o baja(BS), y slo se han descrito algunos depsitos de alta sulfuracin (AS) en la parte noroccidental del pas (e. g. El Sauzal,Mulatos, Santo Nio, La Caridad Antigua, todos ellos en Sonora y Chihuahua). Dado que muchos depsitos epitermalesen Mxico exhiben caractersticas compuestas de estilos de mineralizacin tanto de SI como de BS (y ocasionalmentetambin de AS), stos no pueden caracterizarse simplemente como depsitos de SI (depsitos polimetlicos asociadoscon las salmueras ms salinas) o depsitos de BS (fundamentalmente depsitos de Ag y Au asociados con salmueras dems baja salinidad). As, en el presente trabajo proponemos el uso de una clasificacin emprica para depsitos de SI+BS(esto es, depsitos epitermales alcalinos/neutros) segn tres tipos de mineralizacin, que denominamos A, B, y C. El tipoA (o tipo de SI) comprende los depsitos formados a mayores profundidades a partir de salmueras altamente salinas, casien ausencia de evidencias de ebullicin, y contiene exclusivamente mineralizaciones de SI, consistentemente de carcter

polimetlico. El tipo B (o tipo de BS-SI) comprende los depsitos que exhiben predominantemente caractersticas de

MEXICANA

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ICA

1904

2004

Ci e nA os


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BS pero que contienen races polimetlicas de SI (Zn-Pb), y es el tipo de depsito epitermal ms abundante en Mxico.El tipo C (o tipo de BS) comprende los depsitos que slo exhiben mineralizaciones de BS, se formaron generalmentea partir de ebullicin en la parte superior de los depsitos a partir de salmueras de relativa baja salinidad, y son los que

presentan contenidos ms altos en metales preciosos y ms bajos en metales bsicos.En este trabajo se efecta una revisin completa del conocimiento acerca de los depsitos epitermales y las tcnicas

de estudio de empleo comn (y no tan comn) en los mismos, en primer lugar a nivel general y, en segundo lugar, restrin-gindonos al mbito de los depsitos mexicanos. As, se contemplan aspectos como la mineraloga de menas y gangas, la

estructura de los depsitos, los datos y el tipo de datos geotermomtricos obtenidos en ellos, las composiciones en istoposestables de los fluidos mineralizantes y otros componentes, la qumica de los fluidos y sus orgenes, y los mecanismos ms

plausibles para la movilizacin de salmueras profundas y para la formacin de los depsitos en el ambiente epitermal. Enla revisin sobre los depsitos epitermales mexicanos se trata de mostrar qu se conoce en la actualidad de los mismos,tanto como se trata de mostrar los numerosos huecos que permanecen sobre el tema. En Mxico existen literalmentecientos de depsitos epitermales de cualquier tipo, pero se cuenta con estudios multidisciplinarios detallados slo en un

puado de ellos, y todos estos depositos pueden potencialmente proveer de informacin valiosa sobre las provincias me-talogenticas que los contienen, as como tambin acerca del origen y evolucin de estos depsitos como tipologa. As,no propiamente en el sentido de una revisin, el presente trabajo debe tomarse como una forma de estimular los muchosestudios an por realizarse en los depsitos epitermales de Mxico, y lo que se conoce de estos depsitos actualmente esslo un ejemplo de lo que puede hacerse.

Palabras clave: Depsitos epitermales, Mxico, vulcanismo de arco continental, Terciario, sulfuracin intermedia, bajasulfuracin, alta sulfuracin, polimetlico, metales bsicos, metales preciosos, Plata, Oro.

Abstract

Epithermal ore deposits have traditionally been the most economically important in Mexico, with renowned world-class

deposits as those in the Pachuca Real del Monte, Guanajuato, Fresnillo, Taxco, Tayoltita, and Zacatecas districts. It is

also one of the most interesting topics for both scientific research and exploration on ore deposits, especially in the light

of the genetic links with other deposit types such as metalliferous porphyries and skarns. Additionally, recent rearrange-

ments of denominations and definitions for the types and subtypes of epithermal deposits (Einaudi et al., 2003; Sillitoe and

Hedenquist, 2003), with consequent inclusivities and exclusivities between them, are going to be a matter of discussion

for a while, as any newly set model needs to be completed with further evidence. Sillitoe and Hedenquist (2003) indicated

a close association between porphyry and high and intermediate sulfidation deposits whereas, in certain areas (as theGreat Basin in Nevada), intermediate and low sulfidation deposits have been found to be mutually exclusive in time and

space. In the case of epithermal deposits in Mexico, the intermediate and low sulfidation types do not appear to be mutu-

ally exclusive and, to the contrary, they coexist in the same regions, formed during the same time spans, and even occur

together within a single deposit. These deposits are all Tertiary in age, ranging from Middle Eocene to Early Miocene,

with the possible sole exception of a Paleocene deposit, and their space and time distribution follows the evolution of

the continental arc volcanism of the Sierra Madre Occidental and Sierra Madre del Sur. The vast majority of epithermal

deposits in Mexico belong to the intermediate (IS) or low sulfidation (LS) types, and only a few high sulfidation (HS) de-

posits have been described in the NW part of the country (i.e. El Sauzal, Mulatos, Santo Nio, La Caridad Antigua, all of

them in Sonora and Chihuahua). As most epithermal deposits in Mexico exhibit composite characteristics of both IS and

LS mineralization styles (as well as scarce characteristics of HS), they can not be simply characterized as IS (polymetallic

deposits associated with the most saline brines) or LS deposits (mainly Ag and Au deposits associated with lower salinity

brines). Thus, in this paper we propose to use an empirical classification for IS+LS deposits (that is, alkaline/neutral

epithermal deposits) into four types of mineralization, namely A, B, and C. Type A (or IS type) comprises those depositsthat generally formed at greater depths from highly saline but unsaturated brines, with or without evidence for boiling,

and contain exclusively from top to bottom IS styles of mineralization with a consistent polymetallic character. Type B (or

LS-IS type) comprises those deposits that exhibit dominant LS characteristics but have polymetallic IS roots (Zn-Pb-Cu),

and is the most widespread type of epithermal mineralization in Mexico. Types A and B generally exhibit evidence for

boiling. Type C (or LS type) comprises those deposits that exhibit only LS styles of mineralization, formed generally by

shallow boiling of low salinity brines, and have the relatively highest precious metal and lowest base metal contents.

In this paper, although not necessarily as part of the above classification, we also review other known or attributable

aspects of Mexican epithermal deposits, including ore and gangue mineralogy and their evolution in time and space,

structure, geothermometry, stable isotopic composition of mineralizing fluids and other components of the deposits,

chemistry and sources for mineralizing fluids, and the plausible mechanisms for the mobilization of deep fluid reservoirs


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1. Introduccin

No hay duda que, en la actualidad, los depsitos epiter-males se cuentan entre las tipologas de depsitos mineralesde mayor inters, tanto a nivel econmico como cientfico.Dicho inters se debe principalmente al hecho que estos ya-cimientos son portadores principales de oro y plata, ademsde otros elementos, como Zn, Pb, Cu, Cd, As, Sb, Bi, Se,Te, Ga, Ge, In, Tl, Mo y Sn. Con respecto al oro, si bien escierto que estos depsitos no dejan de aportar cantidadesrelativamente accesorias al mercado mundial, frente a loque son los depsitos de la cuenca de Witwatersrand o enlos greenstone belts, van cobrando relevancia a medidaque se ahonda en su conocimiento y que nuevas reas sonexploradas. Igualmente, la relacin gentica y temporalentre los depsitos epitermales y los depsitos metalferosen prfidos (Arribas et al., 1995; Hedenquist et al., 1998;Sillitoe, 1999; Brathwaite et al., 2001; Mlleret al., 2002;

Strashimirov et al., 2002; Einaudi et al., 2003; Sillitoe yHedenquist, 2003; Simpson et al., 2004), representa uninters adicional para la exploracin de ambas tipologasen regiones favorables. El conocimiento de los sistemasgeotrmicos activos, que constituyen los anlogos actualesde este tipo de depsitos, es una de las herramientas funda-mentales para su conocimiento (Berger, 1991; White et al.,1995; Hedenquist, 1996; Einaudi et al., 2003). Con todo,es indudable que los depsitos epitermales (junto con losmesotermales) son los de mayor importancia global entrelas diferentes tipologas de yacimientos de plata. Pruebade ello es que, pases cuyos yacimientos epitermales tienenla peculiaridad de ser muy ricos en plata, como Mxico y

los E.U.A., han sido histricamente, y son actualmente,los mayores productores mundiales de este metal. Esto esespecialmente significativo en el caso de Mxico ya que,estando la minera para plata desarrollada mayormente envetas epitermales, ocupa regularmente el primer lugar entrelos pases productores desde el ao 1900 (Gonzlez-Reyna,1956; Craig et al., 1996). Asimismo, la produccin total de

plata en Mxico desde el siglo XVI excede ampliamenteen cantidad a la de cualquier otro pas. En consecuencia,la investigacin en este tipo de depsitos es de gran im-

portancia econmica para Mxico.

2. Concepto de depsito epitermal

El ambiente epitermal, tal como indica la propia etimo-loga de este trmino, se halla a escasa profundidad en refe-rencia a la superfcie terrestre y, en concreto, define la partesuperior de los sistemas hidrotermales naturales. Lindgren(1922, 1933) defini el trmino epitermal, caracterizandoeste tipo de depsitos minerales en funcin de la minera-loga de las menas y de sus caractersticas texturales, ascomo en sus propias reconstrucciones geolgicas. En ladefinicin que estableci para estos depsitos, Lindgrenincluy numerosos yacimientos minerales de metales

preciosos (con presencia o no de telururos o seleniuros),metales bsicos, mercurio y antimonio (con estibina comomineral principal). En tales trabajos ya se sugiri que setrataba de un tipo de depsitos metalferos formados a

partir de fluidos acuosos influenciados por emanacionesgneas a temperaturas relativamente bajas (


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oriental del Pacfico y el Caribe (generalmente en contextode arcos continentales), tienen edades entre el Cretcicoy el Mioceno superior (Sillitoe, 1994a). Esta diferenciade edades de los depsitos epitermales en una zona, laCircum-Pacfica, en cuyos mrgenes se vienen producien-do grosso modo los mismos procesos desde el Cretcico,es debida a la gran diferencia de tasa de erosin entre los

arcos de islas y los arcos continentales o andinos, de unoa dos rdenes de magnitud mayor en el primer caso queen el segundo (Sillitoe, 1994a; Hedenquist et al., 1996).En Australia, abundan los casos de depsitos epitermales

paleozoicos (Wake y Taylor, 1988; Wood et al., 1990; Whiteet al., 1995), incluyendo los snteres fsiles de DrummondBasin, los ms antiguos conocidos (Cunneen y Sillitoe,1989; White et al., 1989), junto con los de Rhynie, Escocia(Rice y Trewin, 1988). Pero los depsitos epitermales msantiguos que han sido descritos corresponden al Arqueano(Penczak y Mason, 1997), al Paleoproterozoico (Hallberg,1994; Jacobi, 1999) y al Neoproterozoico (Huckerby et al.,1983; Cheilletz et al., 2002), aunque los depsitos pre-ter-ciarios conocidos son an comparativamente muy escasos(Buchanan, 1981; Mosieret al., 1986). Ello es debido a laerosin o a la presencia metamorfismo superpuesto que loshaya podido desfigurar (Heald et al., 1987). En el caso delos greenstone belts, dada la diversidad de condiciones deemplazamiento y estilo de las mineralizaciones, algunosautores (Guha et al., 1988; Robert y Poulsen, 1996) pro-

ponen que los tipos de depsitos previos al metamorfismocorrespondieron primariamente a distintas tipologas, entrelas cuales podran incluirse tambin depsitos epitermales.En el caso de los depsitos epitermales mexicanos (todosellos netamente terciarios) su edad disminuye, a grandesrasgos, hacia el sur y hacia el este, en relacin con la mi-gracin general del vulcanismo cido de la Sierra Madre

Occidental y la Sierra Madre del Sur (e. g. Damon et al.,1981, 1983; Clarket al., 1982; Camprub et al., 2003b).

La distribucin de los depsitos epitermales coincide,no slo con arcos volcnicos en mrgenes convergentes(subduccin de placa ocenica-continental u ocenica-ocenica), sino tambin con los rifts de tras-arco asociados,como en la zona del Basin-and-Range, en los EstadosUnidos (White, 1982) o en la Isla Norte de Nueva Zelanda(Christie y Brathwaite, 1986; Hedenquist, 1986), con de-

psitos epitermales fsiles y sus equivalentes geotrmicosactuales. Las regiones con derrames baslticos continenta-les, tanto de carcter toletico como alcalino, no contienendepsitos epitermales, y tampoco aparecen en rifts oce-nicos, stos ltimos probablemente por ser tpicamentesubmarinos (White y Hedenquist, 1990). Tradicionalmente,se ha considerado que en antiguos arcos de islas tampoco sehan producido depsitos minerales, una idea que hoy en daya est descartada (Sillitoe y Hedenquist, 2003). En el casorelativamente poco comn en que los depsitos epitermalesse hallan asociados a vulcanismo bsico, ste es de afinidad

Figura 1 (Continuacin). Depsitos epitermales en Mxico: (AR) Arizpe, Sonora. (AV) Avino, Durango. (BC) Bacs, Durango. (BO) Bolaos y SanMartn de Bolaos, Jalisco. (BT) Batopilas, Chihuahua. (CC) Cerro Colorado, Sonora. (CJ) Comanja de Corona, Jalisco. (CO) Copala, Sinaloa. (CP).Cerro Prieto y Mantos, Durango. (CS) Colorada, Sonora. (CZ) Colorada, Zacatecas. (FO) San Francisco del Oro y Santa Brbara, Chihuahua. (FR)Fresnillo, Zacatecas. (GR) Guadalupe de los Reyes, Sinaloa. (GT) Guanajuato, Guanajuato. (HU) Huautla, Morelos. (IN) El Indio, Nayarit. (JC) SanJos del Cobre, Durango/Sinaloa. (LO) Lluvia de Oro, Durango. (LP) La Paz, San Luis Potos. (MA) Magallanes, Sonora. (MD) Mineral de Dolores,Chihuahua. (MG) Maguarchic, Chihuahua. (MI) Miahuatln e Ixtapan del Oro, estado de Mxico. (MO) Moctezuma, Sonora. (MU) Mulatos, Sonora.(OR) Orito, Durango. (OT) El Oro Tlalpujahua, estado de Mxico/Michoacn. (PA) Pachuca Real del Monte, Hidalgo. (PL) Plomosas, Sinaloa. (PM)Palmarejo, Chihuahua. (PN) Pnuco, Sinaloa. (PZ) Pozos, Guanajuato. (RA) Real de ngeles, Aguascalientes. (RC) Real de Catorce, San Luis Potos.(RG) Real de Guadalupe, Guerrero. (RS) Real de Asientos, Aguascalientes. (SB) Sombrerete, Zacatecas. (SF) San Felipe, Baja California Norte. (SJ) SanJoaqun, Quertaro. (SL) Saladillo, Durango. (SM) San Martn, Quertaro. (SN) Santo Nio, Chihuahua. (SU) Sultepec y Amatepec, estado de Mxico.(SZ) El Sauzal, Chihuahua. (TE) Tejomulco, Oaxaca. (TJ) Tajitos, Sonora. (TM) Temascaltepec, estado de Mxico. (TP) Topia, Durango. (TX) Taxco,Guerrero. (TY) Tayoltita, Durango. (VE) Velardea, Durango. (ZC) Zacatecas, Zacatecas. (ZP) Zacualpan, estado de Mxico.

Depsitos epitermales en el resto del mundo: (Ab) Abangares, Costa Rica. (Ah) Arharlik, Kazajstn. (Al) Almagrera, Mazarrn, Espaa. (Am)Ametistovoye, Rusia. (An) Antamok Acupan, Filipinas. (Ar) Arcata, Orcopampa, Caylloma, Per. (Ba) Baia Sprie, Baia Mare, Rumana. (Bn) BanskHodrusa, Eslovaquia. (Bo) Boliden, Suecia. (Br) El Bronce, Chile. (Bv) Beregovo, Ucrania. (Bz) Bereznyakovskoye, Rusia. (Ca) Casapalca, Per. (Ch)Choquelimpie, Chile. (Ck) Chinkuashih, Taiwan. (Cm) Campbell-Red Lake, Canad. (Co) Coromandel, Golden Cross, Thames, Waihi, Nueva Zelanda.(Cr) Creede, E.U.A. (Ct) Cirotan, Gunung Pongkor, Indonesia. (Cv) Cerro Vanguardia, Argentina. (Cw) Cracow, Australia. (Dk) Dukat, Kubaka, Rusia.

(Dy) Dobroyde, Australia. (Em) Emperor, Fiji. (En) Ensen, Suecia. (Fa) Faride, Inca de Oro, Chile. (Fu) Furtei, Italia. (Gf) Goldfi

eld, Paradise Peak,E.U.A. (Gu) Guanaco, Esperanza, La Coipa, El Hueso, Chile. (Hi) Hishikari, Japn. (Im) Imiter, Marruecos. (In) El Indio Tambo, Chile. (Iv) Ivanhoe,Midas, E.U.A. (Jc) Julcani, Castrovirreyna, Ccahuarso, Cerro de Pasco, Colquijirca, Sucuitambo, Per. (Je) Jeongju Buan, Macizo de Ryeongnam,Corea del Sur. (Ju) Julietta, Rusia. (Kb) Kochbulak, Uzbekistn. (Ke) Kerimenge, Papa-Nueva Guinea. (Kl) Kelian, Indonesia. (Ko) Koryu, Japn. (Lb)Lebong Donok, Indonesia. (Ld) Ladolam, Papa-Nueva Guinea. (Le) Lepanto, Filipinas. (Li) El Limn, La India, Nicaragua. (Ma) Mastra, Turqua. (Mc)McLaughlin, E.U.A. (Md) Mahd adh Dhahab, Arabia Saudita. (Me) Megala Therma, Profitis Ilias, Grecia. (Mi) Miers Bluff , Isla Livingston, Antrtida.(Mj) Madjanpek, Bor, Serbia y Montenegro. (Mk) Mount Kasi, Fiji. (Mn) Manatial Espejo, Argentina. (Mo) Motomboto, Indonesia. (Mt) Mitsumori-

Nukeishi, Japn. (Na) Nansatsu, Japn. (Ne) Nena, Papa-Nueva Guinea. (Nf) La Mejicana Nevados del Famatina, Argentina. (Nl) Nalesbitan, Filipinas.(Pg) Porgera, Papa-Nueva Guinea. (Pj) Pajingo, Australia. (Pl) Pueblo Viejo, Rep. Dominicana. (Pr) Prasolovskoye, Islas Kuriles, Rusia. (Pu) Pulacayo,Bolivia. (Pv) Portovelo, Ecuador. (Re) Remance Alto la Mina, Panam. (Rh) Rhyolite Creek, Australia. (Ro) Round Mountain, Comstock Lode, E.U.A.(Rq) Rodalquilar, Espaa. (Ru) Rushan, China. (Sa) Salinas de Garci Mendoza, Carangas, Bolivia. (Sb) San Bartolom, Ecuador. (Sd) Sado, Japn.(Sh) Shumake, E.U.A. (Sk) Shkolnoe, Tadjikistn. (Sr) Srednogorie, Chelopech, Spahievo, Bulgaria. (Ss) Seongsan Ogmaesan, Corea del Sur. (Sv)Summitville, E.U.A. (Tb) Telkibnya, Hungra. (Te) Temora, Australia. (To) Toodoggone, Freegold Mt., Canad. (Ts) Tsagaan Suvarga, Mongolia. (Wa)Wafi River, Papa-Nueva Guinea. (Wi) Wirralie, Mt. Coolon, Australia. (Yo) Yoji, Japn. (Zi) Zijinshan, China.


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alcalina o shoshontica, como es el caso de el yacimientoEmperor en Fiji (Anderson y Eaton, 1990), o bien se tratade vulcanismo bimodal basltico-andestico.

En la mayora de los casos, los depsitos epiterma-les estn relacionados de forma espacial y temporal convulcanismo subareo, de carcter cido a intermedio, y elsubvolcanismo asociado, pudiendo el basamento ser de

cualquier tipo. El encajonante volcnico suele ser del tipocentral a proximal, muy tpicamente con rocas efusivas o

piroclsticas (Sillitoe y Bonham, 1984), aunque excepcio-nalmente puede ser del tipo distal (Wood et al., 1990).

Un gran nmero de depsitos epitermales estnasociados a estructuras de origen volcnico, en especialcalderas y complejos andesticos, como es el caso de lasSan Juan Mountains de Colorado (Steven et al., 1977),en cuyo seno se hallan los conocidos distritos mineros deCreede y Summitville. Asimismo, existe un importantecontrol de este tipo de depsitos por parte de fallas deescala regional en zonas de intensa fracturacin tensional(Mitchell y Balce, 1990; Nesbitt, 1990; Staude, 1993;Ponce y Glen, 2002; Nieto-Samaniego et al., 2005).Dichas fallas determinan la localizacin de los depsitosy actan como gua para el emplazamiento de la fuente decalor magmtica necesaria para la subsiguiente actividadhidrotermal (Hedenquist, 1986; Fournier, 1987), quecontrola la duracin de dicha actividad. Pero, aunque lasfallas de orden mayor ejercen un control directo sobreel emplazamiento de la mineralizacin, se ha observadoque sta suele disponerse de forma preferencial en fallassubsidiarias (White y Hedenquist, 1990). El calor necesario

para la circulacin convectiva de los fluidos deriva tantode cuerpos subvolcnicos enfrindose a profundidades

relativamente cercanas a la superficie (< 2.5 a 3.0 km),como tambin de plutones emplazados a profundidadessignificativas (>5 km).

Los depsitos epitermales presentan un enriquecimientogeneral, en relacin a las composiciones de los basaltos, enelementos como Ag, As, Au, B, Hg, S, Sb, Se, Te, Tl y U(Bornhorst et al., 1995), de hasta ms de cinco rdenes demagnitud. Hay que destacar que este enriquecimiento se

produce independientemente de la naturaleza de las rocasencajonantes, cuya abundancia en estos elementos suele sersiempre muy baja. Por lo tanto, estos elementos pueden sertiles en prospeccin geoqumica.

4. Factores de control de emplazamiento

Segn White y Hedenquist (1990), los principales fac-tores que influencian las condiciones fsicas del ambienteepitermal y que, en ltimo trmino, determinan el carctery la localizacin de la mineralizacin, son los siguientes:

1. la geologa regional de la zona en la que se halla eldepsito en cuestin, como su estructura, la estratigrafa, lasintrusiones a las que se asocia la mineralizacin y la natu-raleza de dichas rocas gneas, factores stos que controlan

directamente el tipo y el grado de permeabilidad, as comola reactividad de la roca o rocas encajonantes;

2. las caractersticas hidrolgicas de la zona, es decir,la relacin existente entre la permeabilidad y la topografaque controla el movimiento de los fluidos, y las caracte-rsticas de los fenmenos de recarga/descarga de fluidos,as como el acceso de aguas calentadas por vapor (steam-heated waters);

3. las condiciones de presin y temperatura de los flui-dos mineralizantes que, en lo que es el ambiente epitermal,se hallan estrechamente ligadas al punto de ebullicin,determinado a su vez por la composicin de los fluidos;

4. las caractersticas qumicas y el contenido total engas de los fluidos mineralizantes, que son los factoresdeterminantes en su reactividad, en su capacidad para eltransporte de metales y en la paragnesis mineral, tanto porlo que respecta a la alteracin del encajonante como parala mineralizacin en si;

5. el posible desarrollo de permeabilidad contempor-neamente al hidrotermalismo y/o cambios en el gradientehidrulico de la zona.

5. Tipologas de los depsitos epitermales

Las importantes diferencias en las caractersticasqumicas de los fluidos mineralizantes, responsables dedeposicin mineral dentro del ambiente epitermal, son elcriterio en base al cual se establecen los dos tipos prin-cipales de depsitos epitermales. En efecto, existen dosestilos contrastados de sistemas hidrotermales ubicadosen el ambiente epitermal, segn se desprende del estudio

actualstico de ejemplos activos (e. g. Henley y Ellis, 1983;Reyes, 1990). En cuanto a la geoqumica de fluidos deestos dos estilos de sistemas, en un extremo se encuentraun conjunto de fluidos profundos reducidos y con pH cer-canos a la neutralidad. Estos fluidos estn esencialmenteen equilibrio con las rocas encajonantes alteradas, debidoa su ascenso relativamente lento, lo que resulta en unsistema dominado por dichas rocas (Giggenbach, 1992a).Los sistemas geotrmicos de este tipo se situan tpicamentea una cierta distancia de los edificios volcnicos con losque pueden estar genticamente asociados, aunque estossistemas pueden encontrarse igualmente en zonas sin ac-tividad volcnica contempornea o alguna. En la mayora

de los casos, estos sistemas son activados por intrusionessituadas hasta 5 6 km bajo la superficie.

En el extremo opuesto, se encuentran sistemas vol-cnico-hidrotermales en situacin proximal a aberturasvolcnicas por las que se canaliza la descarga de vaporesa la superficie. La principal expresin en superficie deestos sistemas son fumarolas de alta temperatura, y suscondensados constitudos por aguas extremadamentecidas. Estos fluidos, de carcter eminentemente cido yoxidado, se encuentran notoriamente en desequilibrio conlas rocas encajonantes, poniendo de manifiesto el carcter


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magmtico de los mismos (Giggenbach, 1992c). El fuertecontrol estructural que existe sobre la canalizacin de estosfluidos es un factor determinante en su naturaleza altamentereactiva, y en el hecho que estos sistemas estn dominados

por los fluidos (Giggenbach, 1992a). Las intrusiones ge-neradoras de estos sistemas pueden ser muy prximas a lasuperficie e, inclusive, llegar a ser eruptivas.

Estos dos tipos de sistemas poseen caractersticas muydistintivas entre ellos, aunque ambos pueden coexistir uno allado del otro (Hedenquist y Lowenstern, 1994; Hedenquistet al., 2000). En algunos casos, se puede identificar unatransicin entre ambos ambientes geoqumicos, a slo 1 2 km de profundidad, en la que los fluidos hipognicoscidos ascienden hasta sistemas de pH neutro (Reyes et al.,1993). Esta transicin est tpicamente representada por unazona de hidrlisis (Meyer y Hemley, 1967), denominadaneutralizacin primaria (Giggenbach, 1981), ubicadadebajo del ambiente epitermal (Figura 2).

5.1. Terminologa

En la literatura tradicionalmente se ha distinguido entredos tipos principales de depsitos epitermales: cidos yalcalinos (Sillitoe, 1977). El primer tipo de depsito es elllamado de enargita-oro, alunita-caolinita, cido-sulfato,o de alta sulfuracin (high-sulfidation epithermal deposit).El segundo tipo recibe el nombre de depsito epitermal deadularia-sericitao debaja sufuracin (low-sulfidation epi-thermal deposit). El trmino enargita-oro (Ashley, 1982),se defini segn los dos minerales metlicos consideradoscomo ms caractersticos de esta tipologa. La denomina-

cin de los trminos cido-sulfato y adularia-sericita fuepropuesta por Hayba et al. (1985) y Heald et al. (1987)en base a la mineraloga y a los tipos de alteracin de losdepsitos epitermales. Posteriormente, Berger y Henley(1989) propusieron el trmino caolinita-alunita en lugarde cido-sulfato para dar mayor relevancia a los mineralesde alteracin caractersticos de esta tipologa. La denomi-nacin de los trminos alta sulfuracin y baja sulfuracinfue propuesta por Hedenquist (1987) en base al estadode oxidacin-reduccin (o sulfuracin) del azufre en losfluidos de sistemas geotrmicos actuales, equivalentes

por origen a los depsitos fsiles de uno y otro tipo. Elprimer tipo se originara a partir de fluidos de carcter

oxidado y cido (azufre en estado de oxidacin +6 o +4, osea, alta sulfuracin, en forma de SO

42- o SO2), tpicos

de fuentes termales cidas prximas a volcanes; el otrotipo, en cambio, se originara a partir de fluidos reducidosy de pH aproximadamente neutro (en los que el azufre se

presenta con su estado de oxidacin de -2, esto es, bajasulfuracin), como los hallados en sistemas geotrmicosms o menos distales a la fuente de calor principal. Como eslgico, referida a depsitos epitermales, esta terminologase emplea para designar al estado de sulfuracin de las aso-ciaciones de sulfuros. Por su parte, Bonham (1986, 1988)

tambin propuso los trminos sulfuro alto y sulfuro bajo,referidos a la cantidad total de sulfuros en el depsito. Otradenominacin que se ha empleado en numerosas ocasioneses la de depsitos tipo manantial termal (hot-spring type;Giles y Nelson, 1982), para designar depsitos similares aMcLaughlin (California, E.U.A.), aunque no constituyen unestilo propio por tratarse de los rasgos someros o superficia-

les de depsitos de baja sulfuracin. Recientemente, se hanredefinido los tipos de depsitos epitermales, introducin-dose el trmino de sulfuracin intermedia (Hedenquist etal., 2000; Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003).Los depsitos del subtipo de sulfuracin intermedia son es-tructualmente muy similares a los de baja sulfuracin, puesno en balde ambos conforman el conjunto de epitermalesalcalinos segn Sillitoe (1977), aunque las caractersticasgeoqumicas de los fluidos mineralizantes asociados y delas mineralizaciones metlicas en sulfuracin intermediasuele guardar una mayor afinidad con los depsitos de altasulfuracin (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist,2003). De hecho, inicialmente, fueron considerados comoun tipo de depsito de baja sulfuracin (Hedenquist et al.,2000). As, segn la terminologa ms reciente, el trminode estado de sulfuracin se emplea en el sentido que leotorg Barton (1970), de forma anloga al de estado deoxidacin, y se ha establecido un marco de referencia parael estado de sulfuracin en funcin de la temperatura y lafugacidad de S

2gas (Einaudi et al., 2003). Los lmites entre

condiciones de sulfuracin muy baja, baja, intermedia, altay muy alta, segn Einaudi et al. (2003), vienen determina-das factualmente por los campos de estabilidad de diversasespecies de sulfuros (Figura 3). Huelga decir que, del pasodel ambiente de los depsitos en prfidos al de los epiter-

males, e incluso durante la formacin de un solo depsitoepitermal, pueden producirse transiciones entre un estadode sulfuracin a otro, debido a disminucin de tempera-tura, ebullicin, a interaccin agua-roca, etc. (Einaudi etal., 2003). Ver White y Hedenquist (1990) y Einaudi et al.(2003) para extensas discusiones acerca de la convenienciade la terminologa que se ha expuesto, los problemas queacarrea la misma, y la historia de los conceptos relacionadoscon el estado de sulfuracin mismo.

En adelante, usaremos la nomenclatura de alta sulfura-cin (AS), sulfuracin intermedia (SI) y baja sulfuracin(BS), como referencia a los tipos genricos de depsitosminerales. Con afn de clarificar la clasificacin de los

depsitos minerales entre sus tipos y subtipos, podemosusar el siguiente esquema:

1. Epitermales cidos 1.1. Tipo de alta sulfuracin (Figura 4)

2. Epitermales alcalinos neutros 2.1. Tipo de sulfuracin intermedia (Figura 5) 2.2. Tipo de baja sulfuracin 2.2.1. Relacionados con magmas subalcalinos 2.2.2. Relacionados con magmas alcalinos


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Ejemplos de dichos tipos y subtipos de depsitos epi-termales son:

1.1. Srednogorie en Bulgaria (Bonev et al., 2002;Strashimirov et al., 2002), El Indio en Chile (Jannas et al.,1990, 1999); Summitville en E.U.A. (Stoffregen, 1987);Lepanto en Filipinas (Hedenquist et al., 1998), Mulatosy El Sauzal en Mxico (Gray, 2001; Staude, 2001),

Yanacocha en Per (Harvey et al., 1999), Pueblo Viejo enRep. Dominicana (Russell y Kesler, 1991). Ver la relacinde Arribas (1995).

2.1. Creede y Comstock Lode en E.U.A. (Hayba et al.,1985; Plumlee y Rye, 1986; Vikre, 1989), Baguio en Filipinas(Cooke et al., 1996), Kelian en Indonesia (van Leeuwen etal., 1990), Pachuca-Real del Monte, Fresnillo, Tayoltita yTemascaltepec en Mxico (Geyne et al., 1963; Gemmellet al., 1988; Ruvalcaba-Ruiz et al., 1988; Simmons et al.,1988; Simmons, 1991; Camprub et al., 2001a,b; Enriquez yRivera, 2001a,b), Arcata en Per (Ericksen y Cunningham,1993). Ver relacin de Simmons (1995).

2.2.1. Sleeper, Round Mountain y McLaughlin enE.U.A. (Sander y Einaudi, 1990; Sherlock et al., 1995),Waihi en Nueva Zelanda (Brathwaite y Faure, 2002),Hishikari en Japn (Izawa et al., 1990). Ver relacin deSimmons (1995).

2.2.2. Cripple Creek en E.U.A. (Thompson et al., 1985),Emperor en Fiji (Ahmad et al., 1987; Anderson y Eaton,1990; Kwak 1990), Antamok-Acupan en Filipinas (Cookey Bloom, 1990; Cooke et al., 1996), Porgera y Ladolam enPapa-Nueva Guinea (Richards, 1992; Richards y Kerrich,1993; Richards et al., 1997).

Las caractersticas principales de los epitermales y al-calinos estn resumidas en forma de tabla por Camprub etal. (2003a) aunque, debido al cambio de denominacin ensus tipos y subtipos, cabra substituir en dicha tabla bajasulfuracin por epitermales alcalinos o sulfuracin

baja+intermedia, que es el sentido en el cual dicha relacinfue formulada, y en el cual es vlida. En el presente trabajo

se explicitan las principales caractersticas de los tres tiposde depsitos epitermales (BS, SI y AS) en la Tabla 1.

6. Elementos de descripcin de los depsitosepitermales

6.1. Contexto geolgico

Se pueden considerar cuatro contextos fundamentales(Figura 6) para depsitos epitermales en general, basados enla caracterizacin de sistemas hidrotermales activos (Bogiey Lawless, 1987; White et al., 1995), siempre dentro deun contexto geotectnico de subduccin. Estos contextosson los siguientes:

1. Sistemas hidrotermales en depresiones estructuralesasociadas a vulcanismo cido (Figura 6A). Se emplazanen zonas con relieve bajo y poco variable (0-300 m). Lasrocas volcnicas asociadas son lavas cidas con depsitos

piroclsticos y sedimentarios adyacentes; por lo comn, enzonas con grandes calderas. Las aguas termales tienen pHneutro, forman snteres y crteres de explosin hidrotermal,y la separacin de fases se produce en flujo vertical. Este

-18

-14

-10

-6

-2

2 100 200 300 500 800

S2

)

delaz

ufre

cove

llita

digenita

pirit

a+bo

rnita

hierro

enargita, famatinitatennantita, tetraedrita

argentitaplata

1000/T (K)

T (C)

3 2 1

Figura 3. Diagrama de correlacin entre temperatura y fugacidad de azufre para los estados de sulfuracin relativos de los fluidos hidrotermales en elmbito de depsitos metalferos en prfidos y epitermales, definidos segn los campos de estabilidad de minerales clave. Adaptado de Einaudi et al.(2003). Las reacciones de sulfuracin fueron tomadas de Barton y Skinner (1979).


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contexto carece de depsitos de AS, y la deposicin enambiente de BS se produce en stockwork, vetas y brechas,dndose estos dos ltimos especialmente en profundidad.Los factores de localizacin son litologas permeables,fallas, fracturas y mrgenes de caldera. Ejemplos de estecontexto se encuentran en la zona volcnica central de

Taupo y en Ohakuri Dam, Nueva Zelanda.

2. Sistemas hidrotermales en estratovolcanes andes-ticos (Figura 6B). Se emplazan en zonas con relieve altoy variable (500-2000 m). Las rocas volcnicas asociadasson coladas andesticas y brechas interestratificadas,normalmente con pendientes de deposicin pronuncia-das; comnmente, en zonas con pequeas calderas. Lasurgencia se produce a partir de fumarolas y solfataras, ofuentes termales cidas en los flancos y neutras a mayordistancia, raramente con snteres. El flujo se producevertical y lateralmente, con una alteracin asociada muyextensa debida a los gases separados. En este contexto sehallan fundamentalmente depsitos metalferos en prfidos

y epitermales de AS. Los depsitos de SI y BS se encuen-tran en vetas con un fuerte control estructural en litologascompetentes. Ejemplos de este contexto se encuentran enMount Ruapehu en Nueva Zelanda y Woodlark Island enPapa-Nueva Guinea, dentro del contexto mayoritario enel SW del Pacfico.

3. Sistemas hidrotermales asociados a vulcanismo encontexto de Cordillera (Figura 6C). Se emplazan en zonascon relieve alto y variable (500-3000 m). Las rocas volc-nicas asociadas constituyen centros andesticos y domosdacticos sobre un basamento deformado; no suele haber

calderas. La surgencia se produce en fuentes termalescon snteres en depresiones, fuentes termales cidas enlos flancos, y neutras a mayor distancia, con presenica decrteres de explosin hidrotermal. La separacin de fasesse produce en flujo vertical, con escasa alteracin debidaa los gases separados. En este contexto se hallan depsitos

metalferos en prfidos y epitermales de AS. La deposicinde SI y BS se produce en stockwork, vetas y brechas, es-tos dos ltimos especialmente en profundidad. Ejemplosde este contexto se encuentran en Antamok-Acupan yLepanto en Filipinas, as como la mayora de epitermalesde Canad, E.U.A. y Mxico (Berger y Henley, 1989).

4. Sistemas hidrotermales en islas con vulcanismode tipo ocenico (Figura 6D). Se emplazan en zonas conrelieve moderado y poco variable (200-500 m). Las rocasvolcnicas asociadas son lavas baslticas y andesticas;comnmente con pequeas calderas. Puede haber fuentestermales con snteres en las calderas, y crteres de explo-sin hidrotermal. La separacin de fases se produce en flujo

vertical, con escasa alteracin debida a los gases separados.En este contexto se encuentran mayoritariamente depsitosde BS, aunque se han reconocido depsitos de AS asocia-dos a depsitos metalferos en prfidos. La deposicin se

produce en zonas subsuperficiales de alta permeabilidad,fallas, fracturas y mrgenes de caldera. Ejemplos de estecontexto se encuentran en la isla Lihir, Papa-NuevaGuinea, presentndose en el continente Americano en elarco volcnico de la parte sur de Centroamrica dondelos depsitos se caracterizan por ser predominantementeaurferos y no argentferos (Albinson et al., 2001).

Roca rica enmontmorillonita

Roca rica enclorita

Roca ricaen illita

Roca

Cuarzooqueroso(vuggy)

con mena

Roca decuarzo-alunita

avanzada

100 m

Alteraciones

Figura 4. Esquema estructural de un cuerpo epitermal de alta sulfuracin tpico, basado en los depsitos de Summitville en Colorado (Stoffregen,1987), mostrando la morfologa de cua del ncleo de slice oquerosa (vuggy silica), con una ampliacin que ilustra la zonacin de alteraciones ca-racterstica desde el ncleo de slice a la roca encajonante inalterada (Steven y Ratt, 1960). El ncleo de slice alberga la parte ms importante de lamineralizacin econmica, aunque algunas porciones de la zona con alteracin arglica avanzada tambin pueden contener mineralizacin econmica,

particularmente donde el contenido en pirofilita es mayor que el de slice (White, 1991). Cabe remarcar que los fluidos que originan el ncleo de s lice

porosa por medio de lixiviacin cida no son los mismos a partir de los que precipitan las asociaciones de minerales metlicos. El ncleo de slice,debido a su alta porosidad sirve de acufero para fluidos posteriores (White, 1991). Los fluidos portadores de metales en solucin son menos cidos yoxidados, y relativamente ms salinos (Hedenquist et al., 1998). La diferencia ms evidente entre los dos subtipos de depsitos epitermales de AS es la

presencia o ausencia de mineralizaciones metlicas, formadas con posterioridad al ncleo de slice. En ausencia de las mismas, los depsitos resultantesse denominan casquetes de cuarzo-alunita (quartz-alunite lithocaps; Sillitoe, 1995b).


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En este aspecto, Sillitoe y Hedenquist (2003) distin-guen, a escala continental, numerosos contextos tectnicosfavorables para los diversos tipos y subtipos de depsitosepitermales, durante una subduccin o tras su trmino: (1)

AS y SI en situacin de neutralidad de esfuerzos a arcolevemente extensional, con andesitas-dacitasriolitas,(2) AS y SI durante vulcanismo de arco en situacin detras-arco compresional, con andesitas-dacitasriolitas, (3)AS en arco compresional con vulcanismo de subduccin,con riodacitas, (4) BS en arco extensional, con andesitas-dacitasriolitas o vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas,(5) BS durante vulcanismo de arco en situacin de tras-arcoextensional, con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas,(6) BS en situacin de tras-arco extensional durante unatransicin de magmatismo de subduccin a magmatismo

bimodal de rift, con vulcanismo alcalino, (7) BS en un mar-gen continental extensional tras el cese de una subduccin

y relacionado al desarrollo de un margen de fallamientolateral entre corteza ocenica y continental, con vulca-nismo bimodal de basaltos-riolitas, (8) BS en situacinde tectnica compresiva relacionada con un margen defallamiento lateral, con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas, (9) BS en situacin de magmatismo postcolisionalrestringido durante compresin tectnica y el rompimientode la placa subducida debido a la acrecin continental, convulcanismo alcalino, y (10) BS en contexto extensionaldebido a colapso tectnico tras una acrecin continental,con vulcanismo bimodal de basaltos-riolitas.

6.2. Estilo o forma de mineralizacin

Posiblemente, esta es la forma ms directa de clasificara los depsitos epitermales. sta es una clasificacin que

nada dice sobre rocas encajonantes, texturas o gnesis deldepsito pero, al ser el resultado de la permeabilidad delencajonante durante la mineralizacin, dice mucho sobresus condiciones de emplazamiento. Aunque muy pocos de-

psitos presentan un slo estilo, bien pueden ponerse comoejemplo algunos depsitos en los que predomina un estiloen concreto. De esta forma, las mineralizaciones puedendiferenciarse segn tres tipos de control (Sillitoe, 1993):

1. control estructural: vetas masivas o bien individua-lizadas (e. g. El Indio, Chile, o Pachuca-Real del Monte,Mxico), enjambres de vetas (e. g. Hishikari, Japn),en stockwork(e. g. McLaughlin, E.U.A., o Chinkuashih,Taiwan), y vetas de bajo ngulo asociadas a fallas anulares

(e. g. Emperor, Fiji);2. control hidrotermal: brechas hidrotermales (e. g.

Kerimenge, Papa-Nueva Guinea), y cuerpos de sliceresidual (tpicos de AS, e. g. Kasuga, Japn);

3. control litolgico: diseminaciones bajo acuitardosen ignimbritas o rocas sedimentarias clsticas (e. g. RoundMountain, E.U.A.), reemplazamientos ligados a contrastesde permeabilidad o de reactividad en el caso de rocashuspez calcreas (e. g. Taxco y San Francisco del Oro,Mxico), y diseminaciones en brechas de diatrema (e. g.Montana Tunnels, E.U.A.).

Alunita y arcillas

Illita, en profundidad sericita

Clorita. illita montmorillonita,carbonatos, epidota

adularia, albita

Menas

hidrotermal

0

500

400

300

200

100

600

Profundidad(m)

AVANZADA

A

Nivel de

Minerales de ganga

arcillas, calcedoniacristobalita.

Calcita, zeolitas.(Calcedonia)

Cuarzo, calcita, pirita,

(Barita, fluorita)

Cuarzo, adularia, pirita,sericita. (Calcita, clorita,fluorita, rodocrosita)

Cuarzo, pirita, (Clorita,hematides, fluorita)

Cuarzo, siderita, pirita,pirrotita, arsenopirita

Minerales de mena

Oro (raro), pirita,Hg, Sb, As.

Au en piritasulfosales de Ag.

Platas rojas, argentita(acantita), electrum.

Argentita, electrum.

Galena, esfalerita,calcopirita, argentita.

Tetraedrita-tennatita,calcopirita.

Enargita

METALES

PRECIO

SOS

METALESDEBASE

Figura 5. Esquema estructural general de los depsitos epitermales alcalinos (baja e intermedia sulfuracin), modificado de Buchanan (1981), indicandola mineraloga de ganga, la generalizacin de los patrones de alteracin tpicos, y la variacin en la mineraloga de mena tpica en profundidad, y en lamorfologa de la mineralizacin. Ello incluye la distribucin del snter formado in situ, y la superposicin de la alteracin arglica avanzada derivada devapores liberados por ebullicin en profundidad. La extensin lateral y volumen de las aureolas de alteracin depende, en gran manera, de la presenciade litologas permeables; debido a ello, la morfologa y extensin de los halos puede variar desde el orden decimtrico hasta el hectomtrico, inclusivedentro de un mismo depsito.


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6.3. Modelo de deposicin

Este tipo de clasificacin conecta con el anterior, en el

sentido que tiene en cuenta la profundidad de formacin. Elsegundo factor decisivo es el mecanismo a partir del cual se

produjo la precipitacin mineral, ms en concreto, la exis-tencia o no de ebullicin. As, se pueden definir tres tiposde depsitos epitermales de BS diferentes (Figura 7):

1. depsitos de ebullicin profunda (o deep veintype), que son los ms comunes dentro de los epiterma-les mexicanos (Albinson et al., 2001), como Fresnillo,Guanajuato, Pachuca-Real del Monte o Tayoltita. Suelenser cuerpos minerales ciegos, es decir, que no afloran ensuperficie, relacionados con fluidos hidrotermales que

inician la ebullicin a 300C a profundidades de 1000m bajo la paleosuperfcie, y se dispersan lateralmente enel sistema hidrolgico;

2. depsitos de ebullicin somera (o hot spring type),como McLaughlin en E.U.A., o San Martn en Mxico.Se presentan a unos 300-400 m bajo la paleosuperfcie,relacionados al retraso de la ebullicin de los fluidosascendentes en el sistema hidrotermal (Saunders, 1996);

3. depsitos profundos sin ebullicin, comoSombrerete en Mxico. stos se caracterizan por hallarsedispuestos en zonas verticalmente extensas, relacionadoscon fluidos sobrepresionados, sin experimentar ebullicin,que ascienden principalmente como lquidos (Albinson,1988).

Baja sulfuracin(BS)

Sulfuracin intermedia(SI)

Alta sulfuracin(AS)

Magma subalcalino Magma alcalino Magma oxidado Magma reducido

Ejemplo tipo Midas (Nev., EUA) Emperor (Fiji) Rico en Au: Baguio(Filipinas)

Rico en Ag: Fresnillo (Zac.,Mxico)

Diseminado: Yanacocha(Per)

Veta: El Indio (Chile)

Potos (Bolivia)

Rocas

volcnicas

relacionadas

Basalto a riolita Basalto alcalino atraquita

Andesita a riodacita,localmente riolita

Andesita a riodacita Riodacita

Minerales clave

de alteracin

proximal

Illita/smectita-adularia Roscoelita-illita-adularia

Sericita, adularia pococomn

Cuarzo-alunita/ APS,cuarzo-pirofilita/ dickitaen profundidad

Cuarzo-alunita/ APS,cuarzo-dickita en

profundidad

Ganga de slice Cuarzo y calcedoniacrustiforme ycoloforme rellenandovetas; reempla-zamiento de carbonatos

Cuarzo y calcedoniacrustiforme ycoloforme rellenandovetas; cuarzo escasoen fases iniciales

Cuarzo crustiformerellenando vetas y en peine

Silicificacin masiva de grano fino y cuarzoresidual oqueroso (vuggy)

Ganga decarbonatos Presente, perotpicamente tarda yescasa

Abundante, pero node Mn Comn, tpicamenteincluyendo variedades deMn

Ausente

Otros minerales

de ganga

Barita poco comn,fluorita localmente

Barita, celestina y/ofluorita comn local-mente

Barita y silicatos de Mnpresentes localmente

Barita comn, tpicamente tarda

Abundancia de

sulfuros

Tpicamente 20 % vol. 10 a 90 % vol.

Especies de

sulfuros clave

Escasa a muy escasa arsenopirita pirrotita;escasas esfalerita, galena, tetraedrita-tennantita,calcopirita

Esfalerita, galena,tetraedrita-tennantita,calcopirita

Enargita, luzonita,famatinita, covellita

Acantita, estibina

Metales

principales

Au Ag Au-Ag, Zn, Pb, Cu Au-Ag, Cu, As-Sb Ag, Sb, Sn

Metales

menores

Zn, Pb, Cu, Mo, As, Sb, Hg Mo, As, Sb Zn, Pb, Bi, W, Mo,Sn, Hg

Bi, W

Especies de Se

y Te

Seleniuros comunes,localmente telururos

Telururos abundantes,seleniuros pococomunes

Telururos localmentecomunes, seleniuros pococomunes

Telururos comunes,localmente seleniuros

Desconocido, pocosdatos

Tabla 1. Principales caractersticas de campo de los diferentes tipos de depsitos epitermales y sus subtipos. Adaptado de Sillitoe y Hedenquist (2003).


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6.4. Profundidad de formacin

Esta clasificacin (Tabla 2) permite explicar la varia-bilidad en las caractersticas especficas de los depsitos,segn si su formacin es somera (hasta unos 1000 mde profundidad) o profunda (hasta ms de 2000 m de

profundidad), puesto que los depsitos del suroeste delPacfico se formaron generalmente a profundidades mayo-

res que las reseadas para los depsitos de Norteamrica(Sillitoe, 1988; Reyes, 1990), coincidiendo con las doszonas de mayor abundancia areal de depsitos encajonadosen estratovolcanes andesticos y en contexto de Cordillera,respectivamente.

Los grandes depsitos epitermales de BS del suroestedel Pacfico tambin suelen presentar caractersticas cierta-mente atpicas, si los comparamos con los ms clsicos de

Norteamrica, tales como: (1) depsitos con temperaturasrelativamente mayores (e. g. Kelian, Indonesia), minera-lizaciones diseminadas en brechas aparentemente relacio-

nadas con alteraciones previas debidas a interaccin conagua marina (e. g. Ladolam, Papa-Nueva Guinea; White etal., 1995); (2) depsitos transicionales entre mesotermal yepitermal o depsitos epitermales del tipo alcalino o BS-alcalinos (e. g. Porgera, Papa-Nueva Guinea; Richards,1992; Richards y Kerrich, 1993; Richards et al., 1997),etc. Tambin en Norteamrica han sido descritos depsitostransicionales relacionados con prfidos (modelo general de

British Columbia, Canad; Panteleyev, 1988), en contextode Cordillera.

La presencia de enargita en algunos depsitoshasta ahora considerados de BS sugiri desde hacetiempo afinidades de algunos de stos con los de AS.Buchanan (1981) contempl la presencia de enargita en

profundidad, por debajo del nivel de ebullicin, en suclsico modelo de los epitermales de alcalinos/neutros(Figura 5). Los depsitos epitermales de ese tipo en quese ha hallado enargita son: Tuscarora, E.U.A. (Buchanan,1981), Ladolam, Papa-Nueva Guinea (White et al.,

SISTEMA HIDROTERMAL EN UNESTRATOVOLCN ANDESTICO

SISTEMAHIDROTERMAL EN CONTEXTODE CORDILLERA

SISTEMAHIDROTERMALEN UNAISLA DE ARCO VOLCNICO

SISTEMAHIDROTERMAL EN UNADEPRESINESTRUCTURALASOCIADA A VULCANISMO SILICICO

Recargameterica

Domos silicicostardos

Aguas secundariasbicarbonatadas

Brechas hidrotermalesy sinterizaciones

Erupcioneshidrotermales

Surgenciasneutras ricasen Cl

Vapor

n.m

Rocas volcnicasy sedimentarias Recarga

Basamentoprevolcnico Intrusin

a)

1km Intrusin

Mineralizacionesen prfidos

Convecciones defluidos geotrmicosneutros ricos en CL

Ebullicin limitadaAcufero cido-sulfatado

Mezcla de fluidos ydeposicin mineral

Flujo lateral e interaccinagua-roca

Fuentes cido-sulfatadas

Nivel piezomtrico delreservorio profundomonofsico

Fuentes sulfato-bicarbonatadas

Fuentes neutrascloruradas

n.m.

Ebullicinlocal

1km

Recarga

Fuentes sulfato-bicarbonatadas

Fuentes cloruradasneutras diluidas

Fluidohidrotermalconvectivo

Recarga

1 km

n.m.

Domo dactico

Maar-diatrema

Fracturacin y erupcioneshidrotermales locales

Recargameterica

Brecha deerupcinhidrotermal

Caldera

Desarrollo limitado defluidos cido-sulfatados

Fuentes cloruradas neutras

n.m.

Intrusin

Conveccin delreservorioclorurado neutro

Zona de deposicin deanhidrita y fracturacinintermitente

Recargamarina

1 kmIntrusin

Figura 6. Esquemas de los diferentes contextos geolgicos en que se producen depsitos epitermales, tanto cidos (alta sulfuracin) y alcalinos (baja eintermedia sulfuracin). Simplificado de Bogie y Lawless, 1987, y de White et al., 1995). Clave: n.m. = nivel del mar.


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1995), Thames, Nueva Zelanda (Christie y Brathwaite,1986), Orcopampa, Per (Gibson et al., 1990), Faride,

Chile (Camus y Skewes, 1991), Portovelo, Ecuador(van Thournout et al., 1996), Temascaltepec, Mxico(Camprub et al., 2001a), y San Felipe-Mexicali, Mxico(Ibarra-Serrano, 1997). Esta caracterstica de algunosdepsitos epitermales alcalinos/neutros es uno de loselementos que llev a la definicin de los depsitosepitermales de SI dentro de los de BS por Hedenquist et al.(2000), y despus como tipologa independiente (Einaudiet al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003). De esta forma,al menos por el momento, puede considerarse que la

presencia de enargita en depsitos epitermales alcalinos/neutros es diagnstica de que, al menos en alguna fase deformacin del depsito, ste puede caracterizarse como

de SI, o mixto de SI y BS.Dentro de los epitermales de BS y SI someros o

encajonados en un contexto de vulcanismo de Cordillera, pueden distinguirse caractersticas geoqumicasdiferenciadas entre los depsitos ricos en plata y metales

bsicos, y los depsitos ms ricos en oro. Los fluidosasociados a los primeros suelen presentar salinidades msaltas y contenidos ms bajos en H

2S que los segundos, en

los que fue definido el trmino epitermal, con salinidadesasociadas ms bajas y ms ricos en gases (Heald et al.,1987; Hedenquist y Lowenstern, 1994).

6.5. Contenido relativo en metales bsicos

Este es un criterio puramente econmico, en que losdepsitos epitermales se definen como ricos y pobresen metales bsicos (Heald et al., 1987; White et al., 1995),con ejemplos en Fresnillo y Tayoltita, respectivamente (verAlbinson et al., 2001), para SI. Del mismo modo puedencaracterizarse por su relacin Ag/Au, en cuyo caso buena

parte de los depsitos epitermales de BS y SI de Mxico ydel suroeste de los Estados Unidos se distinguen especial-mente por su alto contenido en Ag.

7. Relacin con otros tipos de depsitos minerales

La conexin gentica de los depsitos epitermalescon otras tipologas de depsitos minerales en contextosgeotectnicos similares es uno de los temas de discusinms actuales acerca de estos depsitos. Existe una rela-cin gentica y temporal entre magmatismo y depsitosepitermales de SI y AS (McKee et al., 1992; Conrad etal., 1993; Simmons, 1995; Albinson et al., 2001; Enrquezy Rivera, 2001a; Camprub et al., 2003b; Einaudi et al.,2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003), as como tambin condepsitos metalferos en prfidos y skarns (Arribas et al.,1995; Hedenquist et al., 1996, 1998, 2000; Sillitoe, 1999;

PROFUNDOS

SIN

"NON-BOILING TYPE"

Brecha hidrotermal

avanzada

Zona de menasTemperatura y nivel de

PROFUNDIDAD(m)

1.4 wt.% CO2

0

500

1000

1500

0%

10%


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Mller y Groves, 2000; Brathwaite et al., 2001; Mlleretal., 2002; Strashimirov et al., 2002; Einaudi et al., 2003;Morales-Ramrez et al., 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003;Simpson et al., 2004; Tritlla et al., 2004).

Lo que no ha sido tan evidente es la posible relacincon otros tipos de depsitos. Aunque la definicin estrictade depsito epitermal especifica que su ambiente de for-

macin es subareo, recientemente se ha descrito la exis-tencia de epitermales submarinos que, adems, presentanafinidades genticas con depsitos de sulfuros masivosvulcanognicos (Herzig et al., 1995, 1999; Sillitoe et al,1996; Petersen et al., 2002; Sillitoe y Hedenquist, 2003),y que Schwarz-Schampera et al. (2001) han calificadode depsitos transicionales entre epitermales y sistemashidrotermales submarinos.

En el caso concreto de los depsitos submarinos de lacosta de la isla Lihir, Papa Nueva Guinea, es notable el

hecho de que stos son la continuacin espacial directa bajoel mar de Ladolam, un conocido depsito epitermal de BS.Salvando las distancias, es posible que las vetas de calcita-cuarzo-barita y los manantiales submarinos con cinabrioy snteres en la Baha de Concepcin, Baja California Sur(Prol-Ledesma et al., 2004; Canet et al., 2005a,b) sean

parte de un depsito anlogo, a habidas cuentas que el

ambiente geotectnico extensional actual es equivalente alos ambientes propicios para la formacin de epitermalesde BS segn Sillitoe y Hedenquist (2003).

Tambin se ha relacionado genticamente a los dep-sitos epitermales proterozoicos de la zona del Tapajs enBrasil con depsitos de xidos de hierro-Cu-Au o IOCG(Jacobi, 1999). En este sentido, cabra evaluar la posibili-dad de que, al menos a escala de provincia y poca meta-logentica, pudieran relacionarse depsitos fanerozoicosequivalentes del tipo IOCG con depsitos del sistema

Epitermales alcalinos (BS y SI) Epitermales cidos (AS)

Rocas volcnicas

relacionadas

Andesitas-riodacitas (AR), riolitas-basaltos bimodales(RB), alcalinas (A)

Andesitas-riodacitas, dominadas por magmas calcoalcalinos

Somero Profundo Somero Intermedio Profundo

Profundidad de

formacin

0-300 m 300-800 m (muy raro>1000 m)

1000 m

Contexto; roca de

caja tpica

Domos; rocas piroclsti-cas y sedimentarias

Domos, diatremas (AR,A); rocas piroclsticas ysedimentarias

Domos, surgencia cen-tral; rocas piroclsticasy sedimentarias

Domos, diatremas;rocas volcnicas

Domo-diatrema; prfi-dos, rocas volcnicas ysedimentarias clsticas

Morfologa del

depsito

Vetas, enjambres de vetas,stockwork, disemina-

ciones

Vetas, cuerposbrechificados,

diseminaciones

Diseminaciones,brechas y vetillas

Vetas de sulfurosmasivos, brechas

Diseminaciones,vetillas, brechas

Texturas de las

menas

Bandas delgadas, crusti-formes, en peine, brechas

Bandas gruesas Cuarzo oqueroso dereemplaza-miento

Sulfuros masivos, ve-tas o brechas tardas

Reemplaza-miento

Alteracin Capa de alunita-kaolinita,halo de arcillas

Arcillas, sericita, carbona-tos; roscoelita, fluorita (A)

Silcica (oquerosa),cuarzo-alunita

Silcica (oquero-sa),cuarzo-alu-nita, pirofi-lita-dickita-sericita

Pirofilita-sericita, cu-arzo-sericita

Minerales de

ganga

Calcedonia-adularia-illita-calcita

Cuarzo-carbonatos-ser-icita-adularia barita anhidrita hematites clorita (AR)

Alunita, barita,kaolinita

Anhidrita, kaolinita,dickita

Sericita, pirofilita

Sulfuros Cinabrio, estibina; pirita/marcasita-arsenopirita,seleniuros Au-Ag,sulfosales Se, pirrotita,esfalerita-Fe (RB)

Pirita-sulfuros/ sulfosalesAu-Ag, esfalerita,galena, calcopirita,tetraedrita/ tennantita(AR)

Enargita/luzonita,covellita, pirita

Enargita/luzonita,calcopirita, tetraedrita/tennantita, esfalerita,covellita tarda, pirita

Bornita, digenita, cal-cocita, covellita

Metales Au-Ag-As-Sb-Se-Hg-Tl(RB), relacin Ag/Au

baja; metales bsicos


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prfido-skarn-epitermal, en zonas propicias como los Andeso el suroeste de Mxico.

8. Origen de los componentes y concentracin enlos fluidos mineralizantes. Reaccin con las rocasencajonantes

El vulcanismo submarino que se produce en las dor-sales centro-ocenicas y el hidrotermalismo asociado sonresponsables de la deposicin de metales bsicos en lacorteza ocenica y de su alteracin. Este proceso conllevala hidratacin de las rocas que constituyen la corteza enformacin y la incorporacin a ella de elementos tomadosdel agua marina, tales como azufre (en forma de sulfato)o cloro. La posterior deposicin de sedimentos tambinincorpora a la corteza metales diversos, e igualmenteatrapa agua marina. Durante el proceso de subduccin(ver Hedenquist y Lowenstern, 1994) se produce la deshi-dratacin de los sedimentos ocenicos incorporados y delas rocas hidratadas de la placa subducente (Figura 8). Laliberacin de agua durante este proceso metamrfico es laresponsable de la fusin parcial del manto suprayacentea la zona de Wadati-Benioff (Stolper y Newman, 1994).Seguidamente, los magmas producidos por dicho mecanis-

mo empiezan a ascender a travs del manto, primero, y dela corteza, despus, diferencindose e interaccionando dediversas formas con las rocas encajonantes. Por lo tanto,hay una gran variedad de posibles fuentes de los compo-nentes (metales, agua, halgenos, voltiles, sulfato, etc.)que luego sern fundamentales para la deposicin mineralen la corteza continental (depsitos metalferos en prfidos,

skarns, depsitos mesotermales, epitermales, etc.), inclu-yendo el agua marina, la corteza ocenica subducida y sussedimentos, el manto y la propia corteza continental.

Los fluidos magmticos derivados de cuerpos intrusi-vos someros relacionados con la formacin de depsitosepitermales (AS, SI o BS) experimentan en profundidaduna desmezcla (Figura 9; Hedenquist y Lowenstern, 1994;Gammons y Williams-Jones, 1997), durante la cual gran

parte del agua y del H2S migran a la fase vapor. ste, alenfriarse, se recondensa en forma de aguas de naturalezamixta magmtica-meterica, ricas en H2S y, en consecuen-cia, con un alto potencial de disolucin y removilizacinde cantidades significativas de oro en forma de complejostiosulfurados (Gammons y Williams-Jones, 1997). Losfluidos resultantes originan depsitos de AS, SI o BS (verFigura 10) en la parte superior de la corteza, segn la ca-

pacidad de tamponamiento del pH por parte de las rocasencajonantes. En el caso de los de BS y SI se asume una

Sn, W

Mo, F

Au, Ag

Cu, Au

Me

5-7 km

Enriquecimientoen metales base

TIPOS DE CMARAS

Derivada delmanto

Derivada dela corteza

Sistemas hidrotermales

minerales

Alto contenidode S, Cu, CO2

en el fundido

hidrotermal de la corteza

Prisma de

Corteza

Corteza

Zona deparcial

FUENTES DE METALES Y EN MAGMAS DE ARCO

La

delossedimentos

subducidos

Cl,H2O,etc.

e

deSO4,met

ales,etc

parcial delprisma de mantometasomatizado

entre

los

fundid

os

as

cendentes

y

la

co

rteza

Arco volcnico continental

Dorsal centro-ocenico Zona de subduccin

Corteza continental

(50-70 km de grosor)

Figura 8. Caractersticas de los depsitos epitermales cidos (alta sulfuracin) y alcalinos (baja e intermedia sulfuracin), en funcin de la profundidadde formacin en depsitos individuales; en ocasiones, tambin aproximables a variaciones dentro de un mismo depsito. Adaptado de Hedenquist etal. (2000).


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neutralizacin primaria durante la migracin de los flui-dos a travs de la corteza, ya sea que dichos fluidos sean de-rivados de cuerpos intrusivos someros o profundos (Figura11; Hedenquist y Lowenstern, 1994). Esta neutralizacinse traduce en las rocas encajonantes como alteraciones devarios tipos, incluyendo el tipo cido-sulfato. Por lo tanto,resulta lgico pensar que al menos una cierta parte de los

componentes qumicos de dichos fluidos provienen de lalixiviacin del encajonante. Como se ver ms adelante,este hecho puede comprobarse mediante el estudio de lacomposicin isotpica de algunos elementos, como el

plomo (Hayba et al., 1985).

9. Transporte de metales

La especie 2Au(HS) es muy estable a pH aproxima-damente neutro, segn la reaccin

,

lo que indica que cantidades de oro geolgicamente sig-nificativas, en cuanto a su capacidad de poder originardepsitos econmicos, pueden ser transportadas por unfluido hidrotermal tpico (Shenberger y Barnes 1989). Encondiciones ms cidas, como las de los epitermales deAS o en las zonas de raz de los fluidos ascendentes enepitermales de BS y SI, la especie AuHS0 es la dominante(Benning y Seward, 1996; Giggenbach, 1997), aunque losfluidos en los de AS estn relativamente oxidados y seande salinidad ligeramente superior (Hedenquist et al., 1998)a la normal, segn la reaccin

.

Sin embargo, en un rango de temperatura de 250 a350C, condiciones muy comunes para la formacin de de-

psitos epitermales, la especie portadora de oro dominanteser 02HAu(HS) en la mayora de condiciones de deposicinmineral en que los fluidos se encuentran en equilibrio con

pirita y/o pirrotita (Figura 12; Hayashi y Ohmoto, 1991).En el mismo rango de temperatura, la especie 2Au(HS) serms importante para el transporte de oro que 02HAu(HS) a pH > 5.5. Slo en un fluido rico en cloro, pobre en H2Sy con un pH ligeramente cido (< 4.5) para un rango de

temperatura de 250-350C, el oro ser transportado comocomplejo clorurado (Hayashi y Ohmoto, 1991; Gammonsy Williams-Jones, 1995), segn la reaccin,

,

en cuyo caso se espera que el oro est asociado con un altocontenido de plata y metales bsicos, ya que se consideraque Ag, Pb, Cu y Zn son transportados predominantementecomo complejos moleculares clorurados (Barnes, 1979;

+++++ HAu(HS)HSSHAu

22

+++++ HAu(HS)HSSHAu

22

++

+++ HAuHSSHAu0

2

++

+++ HAuHSSHAu0

2

Ruaya y Seward, 1986; Seward, 1976 y 1984). Para losmetales bsicos en concreto, el tipo de complejo cloruradoque los transporta depende decisivamente de la relacinCa2+/Na+ que haya en el fluido (McKibben y Williams,1989). Reed (1992) considera seis tipos de fluidos diferen-tes (definidos por sendos rangos de interaccin con el enca-

jonante) a partir de los cuales se puede originar deposicinmineral en el ambiente epitermal mediante fenmenos deebullicin: tres de ellos formaran epitermales de BS y, otros

LV

S1

V

LS1

S2

S3

H2O-NaCl

vapor

halitaAerosoles

Satsuma-Iwojima,

White Island,Nueva Zelanda

Fluido

0

500

1000

1500

0

1.5

3.0

4.5

0.01 0.1 1 10 100

Salinidad (wt.% NaCl equiv.)

Inclusiones fluidasen

a)

b)Presin(bares)

Pro

fundidad

(km

)

Figura 9. Composicin de los fluidos inmiscibles en el sistema agua-NaCl(Pitzer y Pabalan, 1986) en funcin de la presin, a 800 y 600C. La

profundidad aproximada est considerada para un gradiente litosttico.El fluido magmtico hipottico considerado en el crculo negro tiene unasalinidad de ~5 wt.% NaCl equiv. y est a una presin de ~1500 bares. Estefluido se exsuelve del magma a 800C y se descomprime isotrmicamente.De este fluido se separan un vapor y un lquido hipersalino. Los metalesse fraccionan al lquido como complejos clorurados, mientras que los

componentes voltiles se fraccionan preferencialmente a la fase vapor.Siguiendo una pauta de descompresin isotrmica (flechas blancas) ellquido progresivamente deviene ms salino, y el vapor menos, debido ala condensacin de lquido rico en NaCl a partir del vapor. Los vaporesde alta temperatura en fumarolas volcnicas contienen


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tantos, epitermales de AS. Segn este autor, el transporte deoro como complejo clorurado slo es importante en dos delos tres fluidos que pueden originar epitermales de AS, perono en los otros fluidos considerados. A 500C y 1 kbar de

presin, en un modelo isobrico, la solubilidad del oro estdominada efectivamente por la especie 2AuCl (Gammons yWilliams-Jones, 1997). Durante el ascenso y el consecuente

enfriamiento conductivo de estos fluidos, segn su conte-nido de H2S puede que stos se encuentren, bien dentrodel campo de estabilidad de la pirita, o bien dentro del dela magnetita. En el primero de estos casos, el complejo

portador de oro que ser predominante en la solucin yano ser 2AuCl , sino

2Au(HS) (Hayashi y Ohmoto, 1991;Gammons y Williams-Jones, 1997), siguiendo su caminoascendente hacia el ambiente epitermal. En el segundocaso, la solubilidad del oro disminuir de forma constantehasta una temperatura alrededor de 300C, por lo que su

precipitacin se producir en profundidad (Gammons yWilliams-Jones, 1997). As pues, no parece posible que,en los epitermales de BS o SI dominados por Ag-Pb-Zn,el oro pueda ser transportado mediante el mismo tipo decomplejos que estos metales hasta el ambiente epitermal.

Un pH de los fluidos mineralizantes cercano a la neu-tralidad y contenidos en cloro como los reseados arriba secorresponden con muchos de los epitermales de BS y SI deMxico (Hedenquist, 1991), en los que la mineralizacinest adems asociada a fluidos con salinidades de hasta el23 wt.% NaCl equiv., bastante superiores por lo comn alas establecidas tpicamente en epitermales de estos tipos(Hedenquist y Henley, 1985a; Simmons, 1995; Albinsonet al., 2001).

10. Mecanismos de precipitacin mineral y cmoreconocerlos

Por lo comn se consideran dos mecanismos fsicos prin-cipales para la precipitacin mineral en depsitos epiterma-les: ebullicin y mezcla de fluidos (Giggenbach y Stewart,1982). Estos mecanismos no suelen presentarse desligados,sino que se complementan produciendo la deposicin mi-neral (Plumlee, 1994). Por mezlca de fluidos en cuanto a la

precipitacin mineral dentro del ambiente epitermal debeentenderse una mezcla dentro del ambiente epitermal entreaguas metericas descendentes y unosfluidos hidrotermales

ascendentes, sea cual sea el origen de estos ltimos. Losfluidos hidrotermales puede ser en s mismos el resultadode la mezcla en profundidad de aguas metericas y magm-ticas (ver Hedenquist y Lowenstern, 1994; Simmons, 1995;Gammons y Williams-Jones, 1997).

10.1. Ebullicin

En base a estudios termodinmicos y al conocimiento delos sistemas geotrmicos actuales, se considera que existen

cuatro evidencias mineralgicas y texturales principales queson indicativas de ebullicin (Browne y Ellis, 1970; Browne,1978; Henley, 1985; Hedenquist, 1986, 1991; Cathles, 1991;Simmons y Christenson, 1994; Hedenquist et al., 2000):

1. Presencia de calcita hojosa, generalmente reempla-zada por cuarzo: indica que ha ocurrido ebullicin, queresult en la prdida de CO

2, y la subsiguiente saturacin

en calcita, segn la reaccin

;

2. Presencia de adularia: indica que ha ocurrido ebulli-cin, causando un aumento de pH debido a la prdida deCO

2, pasando del campo de estabilidad de la illita al de la

adularia (Figura 13), segn la reaccin

;

sin embargo, segn aseguran Dong y Morrison (1995),la sola presencia de adularia en un depsito epitermal deBS no asegura automticamente que se haya producidoebullicin, ya que algunos tipos morfolgicos de adularia

pueden haberse producido bajo condiciones de cristaliza-cin lenta, lo cual invalidara la existencia de ebullicin.Por ello, no basta la identificacin de este mineral paradeducir la existencia de ebullicin, sino que se precisa desu identificacin morfolgica. Segn Dong y Morrison(1995), las morfologas de adularia aptas para inferir laexistencia de ebullicin son la pseudorombodrica y la

pseudoacicular.

3. Presencia de truscottita (silicato de Ca y Al hidra-tado): este mineral se ha hallado asociado con menas deoro de alta ley, y es estable slo cuando la concentracinde slice excede la saturacin en cuarzo, lo cual constituyeotra evidencia indirecta de ebullicin (Izawa y Yamashita,1995);

4. Presencia de slice amorfa o de calcedonia: indicaque se ha producido un enfriamiento brusco del fluido, atemperaturas de deposicin entre 100 y 190C (White yHedenquist, 1990), y una sobresaturacin de slice en elfluido que tambin puede indicar ebullicin. La presenciade texturas de cuarzo heredadas de geles de slice puedeser buena indicadora de ebullicin en el ambiente epiter-

mal (Dong et al., 1995), aunque lo ms adecuado es queesta evidencia est en consonancia con otras evidenciasmineralgicas para mayor confiabilidad.

Cabe resaltar que la presencia de adularia suele notarsepor encima de la de calcita hojosa, o de sus fantasmas(e. g. Camprub et al., 2001b), lo que es consistentecon el consumo del cido carbnico del lquido durantela precipitacin de la calcita hojosa, que provoca eldesplazamiento efectivo de las condiciones de estabilidadmineral desde el campo de estabilidad de la illita al de laadularia (Figura 13; Browne y Ellis, 1974; Hedenquist,

2HO12H(adularia)O3KAlSi

2KSiO6H(illita)(OH)OSiKAl

283

4421033

++

+++

2HO12H(adularia)O3KAlSi

2KSiO6H(illita)(OH)OSiKAl

283

4421033

++

+++


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1986). Tambin pueden encontrarse ntimamente asociadas(Etoh et al., 2002). En base a estudios experimentales yla comparacin de stos con las evidencias en sistemasnaturales (Sakharova et al., 1994), se ha indicado quela asociacin de cuarzo-adularia puede ejercerademsde trampa qumica para la precipitacin de oro en elambiente epitermal.

En los depsitos epitermales de AS, en la zona de menadebida a ebullicin, en cuanto pueden formarse silicatos sedepositan tpicamente sericita, dickita y/o kaolinita junto

con el cuarzo poroso que contiene tpicamente la mena(Hedenquist el al., 2000), constituyendo una asociacinmineral diagnstica.

Otras evidencias indirectas de ebullicin durante ladeposicin mineral son la presencia de horizontes de altera-cin cida debidos a aguas calentadas por vapor (Buchanan,1981) y, hasta cierto punto, la presencia de brechas defracturacin hidrulica (Hedenquist y Henley, 1985b). Endepsitos que hayan experimentado poca erosin, puedenreconocerse alteraciones cidas (kaolinita-alunita) en super-ficie, como expresin de ebullicin en profundidad, tanto

en depsitos epitermales de AS como de SI o BS. Ello esdebido a que el H2S liberado en la ebullicin migra conla fase vapor hacia la superficie, oxidndose para producirH2SO4 (cido sulfrico) en la zona de vadosa (Schoen etal., 1974) y dando lugar a aguas cido-sulfatadas calentadas

por vapor. Esta alteracin suele mimetizar la distribucinde la zona de vadosa, formando un cuerpo tabular subhori-zontal (Schoen et al., 1974; Buchanan, 1981; Sillitoe, 1993;Hedenquist el al., 2000), cuya distincin de los halos dealteracin cido-sulfatados alrededor de cuerpos minerali-

zados en epitermales de AS es crucial para la localizacinde cuerpos mineralizados.

Aparte de las evidencias mineralgicas y texturales,la ebullicin puede ponerse igualmente de manifiestomediante el estudio petrogrfico y microtermomtrico deinclusiones fluidas o a partir de las relaciones entre losgases contenidos en ellas. Si en las zonas de ebullicin se

produce el atrapamiento de inclusiones fluidas, en stas sepresentar un amplio rango de variacin de las relacioneslquido/vapor (Hayba et al., 1985). Cabe destacar que, dehallarse slo inclusiones muy ricas en vapor e inclusiones

a) b)

aguasmetericasfras

alteracin arglica

avanzada

alteracinpotsica

alteracinserictica

salmuera

magma

aguasmetericas,circulacinprofunda

aguasmetericasfras

alteracinpotsica aguas

metericas,circulacin

profunda

alteracin

arglicaavanzada

alteracinflica

H S2SO2

HCl

BSSI

AS

salmuera

magma residual

Figura 10. Sumario de los dos principales estadios de evolucin de un sistema porfdico-epitermal. A: Intrusin de magma a escasa profundidad (~4 km?),que se traduce en superficie como actividad fumarlica y erupciones volcnicas intermitentes. Los fluidos magmticos se exsuelven durante la cristali-zacin del fundido y emergen a partir de la zona de alteracin potsica y desmezcla. El oro se fracciona a la salmuera como AuCl

2-, y puede precipitar

en en la zona de alteracin potsica por prdida conductiva de calor (enfriamiento conductivo), mezcla de aguas y/o ebullicin. Al mismo tiempo, elascenso de vapor rico en H2S provoca la alteracin flica en las rocas encajonantes, as como la sulfuracin del hierro frrico transformndolo en pirita.A niveles someros, la mezcla con aguas metericas fras provoca la condensacin del vapor, formando aureolas de alteracin arglica avanzada. B: Elfundido saturado en agua se ha retrado a mayor profundidad, permitiendo as la invasin del sistema por aguas metericas calentadas (de cirdulacin

profunda o evolucionadas), lo cual provoca la superposicin de la alteracin filtica sobre la zona de alteracin potsica anterior (A). El H2S y otrosvoltiles magmticos ya no llegan a la superficie por ser condensados mediante su mezcla con aguas metericas, aumentando la capacidad de stas pararemovilizar el oro depositado en la zona potsica (A). La migracin de las aguas metericas enriquecidas en metales y H

2S acaba formando depsitos

epitermales alcalinos (baja e intermedia sulfuracin) o cidos (alta sulfuracin), segn si los fluidos y las rocas encajonantes tienen o no capacidadsuficiente para neutralizar los voltiles cidos, como HCl y SO2 (Gammons y Williams-Jones, 1997).


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muy ricas en lquido, sin inclusiones con relaciones lquido/vapor intermedias, es ms posible que nos encontremos enuna situacin que refleja ms bien un proceso de estrangu-lamiento de las inclusiones fluidas (o necking). En un casosimilar es preferible optar por la cautela y no deducir queconstituye evidencia de ebullicin. La presencia de agru-

paciones de inclusiones fluidas todas ellas ricas en vapor,

en cambio, s constituye una mejor evidencia de ebullicin.No siempre es posible encontrar inclusiones fluidas den-tro de la propia zona de ebullicin, pero pueden hallarseformas indirectas para evidenciar la existencia de este me-canismo de precipitacin. Puesto que durante la ebullicinse produce la separacin de una fase vapor, hacia la cualse fraccionarn mayoritariamente los componentes msvoltiles, y de una fase lquida, que resultar ms salina,cabe esperar encontrar inclusiones lquidas relativamentesalinas en minerales precipitados con posterioridad en lasecuencia paragentica a inclusiones lquidas menos sali-nas, sin que haya necesariamente variaciones significativasen sus temperaturas de homogeneizacin. La existenciade una sucesin como la expuesta tambin puede implicarla entrada de fluidos en un nuevo pulso hidrotermal sinrelacin alguna con la ebullicin, con lo que el estudio deinclusiones fluidas tiene que apoyarse generalmente en

otros mtodos de anlisis geoqumico (estudio de istoposestables, geoqumica de gases, etc.).

Si se ha producido la ebullicin de un fluido hidroter-mal, el fraccionamiento isotpico entre las fases lquiday vapor separadas inducir a cambios en la composicinisotpica de losfluidos resultantes. La magnitud del cambioisotpico del fluido hidrotermal depende de la temperatura

a la cual se produce la ebullicin, as como de la relacinlquido/vapor en el sistema. La relacin lquido/vapor, a suvez, depende esencialmente de la entalpa del fluido inicial,del intrvalo de temperaturas en que ocurre la ebullicin ydel mecanismo de separacin del vapor (Matsuhisa, 1986).Dichos mecanismos de separacin pueden resumirse en(1) separacinmonoepisdica, (2) separacin contnua,y (3) separacin multiepisdica (Truesdell et al., 1977).La separacin monoepisdica se produce cuando lquidoy vapor coexisten, separndose a una cierta temperaturay produciendo un fraccionamiento isotpico considerable(Truesdell et al., 1977; Giggenbach y Stewart, 1982).Este es el caso ms comn en depsitos epitermales. Laseparacin contnua se produce cuando el vapor migracontnuamente a medida que se va formando, de forma quelos fluidos evolucionan siguiendo la curva de ebullicindeterminada por su composicin (Figura 14), en cual caso

CO2, H2S

SO

2, HCl, CO

2

CO2, HCl, S

1 km

(escala aproximada)

Surgencias termales

Sistemas geotrmicos

Sistemas volcnicos-hidrotermales

Lago de crter

EpitermaldebajaSulfuracinAg,Au Ebu

llici

n

Fluidos cidos

Neutralizacinprimaria

Epitermal de alta

sulfuracin Au, Cu

Prfidos Cu (Mo, Au)

Exsolucin de fluidos

magmticos salinos

Flujo de lquido

Vapor ascendente

Alteracin cida

Aguasm

etericas

Figura 11. Esquema geolgico mostrando las intrusiones sub-volcnicas someras, un estratovolcn asociado, y los ambiente inferidos para la formacinde depsitos metalferos en prfidos y de depsitos epitermales. Los sistemas volcnicos-hidrotermales activos se extienden desde la exsolucin defluidos en los magmas hasta las fumarolas y las surgencias cidas , e incluyen los ambientes de formacin de los depsitos metalferos en prfidos y/o losdepsitos epitermales de alta sulfuracin. En cambio, los depsitos epitermales de baja sulfuracin se forman a partir de sistemas geotrmicos, que secaracterizan por presentar fuentes termales y giseres de pH neutro, como los de Yellowstone (Hedenquist y Lowenstern, 1994; Hedenquist, 1996).


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los efectos de fraccionamiento isotpico son mnimos. Laseparacin multiepisdica es un mecanismo intermedioentre los dos anteriores, y tambin lo son los efectos que

produce. Sin embargo, segn Truesdell et al. (1977), elcambio en la composicin isotpica del oxgeno del fluido

producido por ebullicin no es mayor del 2 a tempera-turas superiores a 100C.

Elfluido hidrotermal es reducido en profundidad y, dadosu carcter prcticamente neutro, su salinidad relativamente

baja y su contenido relativamente alto en H2S gas, el orose encontrar en solucin como complejos tiosulfurados(Henley, 1985; Gammons y Williams-Jones, 1997). La li-

beracin episdica de presin (Buchanan, 1981) conllevaun proceso de ebullicin, que se traduce en un enfriamiento,una prdida de gases que migran con el vapor de agua yun aumento en el pH de la solucin. Tambin se ha des-crito la posible existencia de ebullicin debida a la cadade la presin hasta condiciones hidrostticas, asociada aun descenso del nivel de aguas freticas (Fournier, 1987).De este modo, la curva de ebullicin para una salinidadconcreta se sita a mayor profundidad con lo que, un fluidosituado por debajo de la curva de ebullicin original puedeencontrarse por encima de la nueva curva, producindoseuna repentina y vigorosa ebullicin.

La prdida de H2S gas subsiguiente al fenmeno deebullicin ser la causa de la saturacin del oro y su preci-

pitacin (Reed y Spycher, 1985; Seward, 1989; Shenbergery Barnes, 1989; Cooke y Simmons, 2000; Hedenquist etal., 2000), segn la reaccin

.

La prediccin de la precipitacin de oro a partir deebullicin se confirma en sistemas geotrmicos activos(Hedenquist, 1991; Simmons y Christenson, 1994). Sinembargo, el aumento de pH debido a la prdida de CO2

provoca un incremento en la solubilidad del oro, lo cualexplicara el porqu de la ausencia de oro a la profundidaden que se produce la inmiscibilidad entre los fluidos ascen-dentes. Este proceso continua hasta que la prdida de H2Sse convierte en el control principal de la solubilidad del oro(Seward, 1989), aunque la ebullicin est condicionada alsellado del sistema. Dado este caso, vuelve a aumentar la

presin, inhibindose el proceso de ebullicin (Dong et al.,1995). sta tambin puede terminar cuando el enfriamiento

conductivo del sistema y el aumento de salinidad del fluidoacuoso remanente conllevan la aparicin de una nuevacurva de ebullicin (Fournier, 1987).

10.2. Mezcla de fluidos

La mezcla de los fluidos profundos con aguas frasmarginales o con aguas freticas calentadas por vapor,tanto si son de carcter cido-sulfatado como carbonatado(ricas en CO2), tambin puede provocar la saturacin del

222 H2

1Au(HS)HSSHAu +++

222 H2

1Au(HS)HSSHAu +++

oro. Sin embargo, si los fluidos ascendentes ya han expe-rimentado un proceso de ebullicin ms o menos extensoantes de su dilucin por parte de aguas superficiales, dichosfluidos pueden haber perdido ya su potencial mineralizan-te (Hedenquist, 1991). Esta sucesin de procesos se ha

propuesto como explicacin para la comn incidencia demineralizacin econmica de metales preciosos y bsicos

en las vetas profundas en estado de ebullicin en Mxico,y la notable escasez o ausencia de contenidos metlicos enlas incidencias de epitermalismo somero tipo hot spring(Albinson et al., 2001).

Existen modelos experimentales (Brown, 1989;Spycher y Reed, 1989) en los que se indica que la mezclade fluidos ascendentes clorurados, de pH aproximadamenteneutro (carcter de los fluidos que originan los epitermalesde BS), que contengan oro, con aguas freticas cidas ysulfatadas, constituye un mecanismo muy eficiente para la

precipitacin de oro. Esta mezcla resulta en el desarrollo dealteracin arglica avanzada, que puede incluir la presencia

de alunita (Hedenquist, 1991). A pesar de todo, contraria-mente al caso de epitermales de AS, es muy poco frecuenteencontrar este tipo de alteracin en asociacin directa conmineralizaciones econmicas en epitermales de BS o SI,como se evidencia en las relaciones sobre la mineraloga delas gangas y de las alteraciones asociadas a la precipitacinmineral. La presencia de alteraciones del tipo cido-sulfatoen epitermales de BS y SI se asocia comnmente, bien aaguas freticas cidas y sulfatadas calentadas por vapor aniveles muy someros, sin mineralizacin asociada, o biense trata de una superposicin tarda asociada al colapso delas aguas calentadas por vapor durante hiatos en el hidro-termalismo ascendente y/o, especialmente, cuando cesa

y colapsa al final el sistema hidrotermal. La presencia deetapas estriles con calcita cristalina (no hojosa) en fasesde formacin tardas y entre etapas productivas, como seobserva en Fresnillo, podra interpretarse precisamentecomo influjos de aguas carbonatadas descendentes durantehiatos del hidrotermalismo de fluidos clorurados ascenden-tes (Simmons, 1991).

En contraste con la existencia de mltiples indicadoresmineralgicos de ebullicin, especialmente en depsitosde BS y SI, no hay tales indicadores para la existencia demezcla. An as, se han reportado en numerosas ocasio-nes evidencias de mezcla de fluidos tanto en depsitos deBS como de SI o AS en base a datos microtermomtricosde inclusiones fluidas e isotpicos de O y H (e. g. Deenet al., 1994; Arribas, 1995; Mancano y Campbell, 1995;Camprub et al., 2001b), como factor posible para la

precipitacin mineral. La mezcla de fluidos en la zonade menas se encuentra generalmente restringida a fas

DepEpitermales Mexico(Camprubi)[1]

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