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Monografía

Depósitos de tipo skarn

Recopilado por: Fabián Villares

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ÍNDICE

ÍNDICE............................................................................................................................. 1 DEPÓSITOS DE TIPO SKARN................................................................................... 3 INTRODUCCIÓN.......................................................................................................... 3 DEFINICIONES............................................................................................................. 4

Skarn metamórficos, skarn metasomáticos y depósitos skarn.................................. 5 Miembros finales metamórficos y metasomáticos ................................................... 6

MINERALOGÍA DE LOS SKARN.............................................................................. 7 EVOLUCIÓN DE SKARNS EN EL TIEMPO Y EL ESPACIO............................... 8

Profundidad de formación.......................................................................................... 11 FLUIDOS MINERALIZANTES, REACCIONES Y EQUILIBRIO ...................... 12

Metamorfismo de contacto..................................................................................... 12

Incremento de skarn metasomático ........................................................................ 14 Temperatura y fugacidad de sulfuros y oxigeno durante desarrollo de skarns

metasomáticos ........................................................................................................ 15 Procesos metasomáticos ......................................................................................... 16 Depositación de sulfuros y alteración retrograda................................................... 16

PETROGÉNESIS Y ENTORNOS TECTÓNICOS DE LOS DEPÓSITOS SKARN........................................................................................................................................ 18

Ubicación de acuerdo a la tectónica de placas ....................................................... 19 ZONACIÓN DE LOS DEPÓSITOS SKARN............................................................ 21 DEPÓSITOS SKARN DE AU, CU, FE, MO, SN, W Y PB-ZN............................... 22

Skarns de Hierro......................................................................................................... 23 Skarns de Oro ............................................................................................................. 23

Nambija, Ecuador ................................................................................................... 24 Skarns de Tungsteno................................................................................................... 27 Skarns de cobre........................................................................................................... 28 Skarns de Zinc-Plomo ................................................................................................ 29 Skarns de Molibdeno.................................................................................................. 30 Skarns de Estaño......................................................................................................... 30 Otros tipos de Skarn ................................................................................................... 31

GEOQUÍMICA, GEOFÍSICA Y TÉCNICAS DE EXPLORACIÓN DE LOSDEPÓSITOS SKARN .................................................................................................. 31 BIBLIOGRAFÍA .......................................................................................................... 34



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Depósitos de tipo skarn

Introducción

El término skarn fue introducido por petrólogos metamórficos suecos para designarrocas metamórficas regionales o de contacto constituidas por silicatos de Ca, Mg y Fe

derivados de un protolito de calizas y dolomitas en las cuales se ha introducido

metasomáticamente grandes cantidades de Si, Al, Fe y Mg.

Se entiende por skarn rocas que contienen minerales calcosilicatados, tales como por

ejemplo: diópsido, wollastonita, granate andradita y actinolita. Estas comúnmente

ocurren en aureolas metamórficas de contacto en torno a plutones que intruyen

secuencias calcáreas.

A este tipo de rocas metamórficas se asocia un variado grupo de depósitos minerales

extremadamente irregulares, los que pueden formar lenguas de mena que se extienden a

lo largo de cualquier estructura planar (estratificación, diaclasas, fallas, etc).Los cuerpos

de mena pueden terminar abruptamente con cambios en la estructura.

El término SKARN es ampliamente utilizado y es adecuado para referirse a este tipo de

depósitos relacionados a aureolas de contacto de intrusiones dentro de secuencias

calcáreas (calizas, dolomitas). Estas últimas rocas formadas por calcita o dolomita

(CaCO3 y CaMg(CO3)2) se convierten en mármoles, rocas córneas calcosilicatadas

(hornfels) y/o skarns por el efecto del metamorfismo de contacto.

Los depósitos Skarn son una gran fuente de tungsteno en el mundo; de las mayores

fuentes de cobre, importantes fuentes de hierro, molibdeno y zinc; y menores fuentes de

cobalto, oro, plata, plomo, bismuto estaño, berilo y boro. Sirven tambien como fuente

de minerales industriales como son grafitos, asbestos, wollastonita, magnesita,

flogopita, talco y florita. Este amplio rango de productos, ocurren en un variado campo

de ambientes geológicos, son unificados dentro del título “depósitos skarn” por un

señalado proceso genético que incluye reemplazamiento metasomático de

dominantemente rocas carbonatadas por silicatos de Ca-Fe-Mg-Mn.

El contenido de metales y la minaralogia de depositos skarn son formados por depósitos

minerales hidrotermales, reflejando una combinación de factores, los más importantes

de los cuales son fuentes tectónicas y composición del magma, composición de los

fluidos metasomáticos en esta fuente y el ambiente local en el cual estos fluidos se

infiltran.

Se consideran como depósitos de skarn los depósitos minerales que son minados para

metales y que pueden ser atribuidos a procesos magmáticos hidrotermales; son

excluidos skarn como fuente de minerales industriales.

Los depósitos skarn son clasificados en base al metal económico dominante en siete

subclases generales: hierro, tungsteno, cobre, plomo-zinc, molibdeno oro y estaño.

Variaciones entre estas subclases son reconocidas como una función del tipo de magma,

ambiente de emplazamiento y composición de la roca receptora.



Definiciones Hay muchas definiciones y usos de la palabra " skarn". Skarns puede formarse durante

metamorfismo regional o de contacto y de una variedad de procesos metasomáticos de

la participación de los fluidos magmáticos, metamórficos, meteóricos, y/o de origen

marino. Se encuentran adyacentes a plutones, a lo largo de las fallas y de las principales

zonas de cizalla, en los sistemas geotérmicos superficiales, en la parte inferior del lechomarino, y a menor profundidad en la corteza, terrenos metamórficos enterrados. Qué

relación existe entre estos distintos ambientes, y lo que define a una roca como skarn,

es la mineralogía. Esta mineralogía incluye una amplia variedad de minerales calco-

alcalinos, minerales de silicato y asociados, pero por lo general está dominada por

granate y piroxeno.

Skarns pueden subdividirse según varios criterios. Exoskarn y endoskarn son los

términos más utilizados para indicar protolito sedimentario o protolito ígneo,

respectivamente. El término Skarn Magnesiano y cálcico puede utilizarse para describir

la composición del protolito dominante y minerales resultantes de skarn. Tales términospueden ser combinados, como en el caso de un exoskarn magnesiano que contiene

forsterita - diópsido de un skarn formado de dolomita.

Hornfels es un término descriptivo que se utiliza a menudo para describir rocas

silicatadas de relativamente grano fino que son resultado de metamorfismo de carbonato

impuro, unidades tales como caliza o limo bituminoso. Las reacciones skarns puede

formarse a partir de metamorfismo isoquímico finamente intercalado de unidades

bituminosas y carbonato metasomático en que la transferencia de componentes entre

litologías adyacentes pueden ocurrir a pequeña escala (tal vez centímetros) (por

ejemplo, Vidale, 1969; Zarayskiy et al. 1987). Skarnoide es un término descriptivo para

rocas calcosilicatadas que son relativamente de grano fino, pobres en hierro y quereflejan, al menos en parte, el control de la composición del protolito (Korzkinskii,

1948; Zharikov, 1970). Genéticamente, skarnoide es intermedio entre un punto de vista

puramente hornfels metamórfico y un punto de vista puramente metasomático.

Figura 1. Skarnoide y flujo de fluidos (Meinert, 1995)

Por todo lo anterior, la composición y la textura del protolito tienden a controlar la

composición y la textura del resultante skarn. En contraste, la mayoría de los depósitos

de skarn económicamente importante son resultado de la transferencia a gran escala

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metasomática, que controla la composición de líquidos resultantes de skarn mineral y su

mineralogía.

No todos los skarns tienen mineralización económica; skarns que contienen

mineralización son llamados depósitos de skarn. En la mayoría de los grandes

depósitos de skarn, skarn y mineralización de la mena son resultado del mismo sistemahidrotermal, aunque puede haber diferencias significativas en el tiempo/espacio de la

distribución de estos minerales a escala local. Aunque raras, también es posible la

formación de skarn por metamorfismo de yacimientos minerales preexistentes tal como

se ha sugerido para Aguilar, Argentina (Gemmell et al. 1992), Franklin Furnace,

EE.UU. (Johnson et., 1990), y Broken Hill, Australia (Hodgson, 1975).

Figura 2. Modelo conceptual generalizado para entornos geológicos de alta temperatura, carbonatados y relacionados con ambientes ígneos. (From Plumlee and others, 1999, figure 19.18)

Skarn metamórficos, skarn metasomáticos y depósitos skarn

El término skarn originado en Suecia Central, donde fue usado por los mineros para

referir a ganga calco silicatada de grano grueso asociado con menas de hierro y esto fue

luego adoptado por Goldschmith en sus clásicas memorias en el área de Kriatiana.

Desde aquel tiempo el término ha sido expandido a incluir una gran variedad de rocas

calco-silicatos que son ricas en calcio, hierro, magnesio, aluminio y manganeso. Losmayores procesos propuestos para explicar el reemplazamiento incluye:

1. Recristalización metamórfica de mármol, caliza arcillosa o rocas carbonatadas-

silicatadas ricas en metales, con poca o ninguna introducción de componentes

químicos, referidos como hornfels calco-silicatos, skarn recristalizado o

skarnoide.

2. Intercambio local de componentes entre diferentes litologías durante

metamorfismo de alto grado o de contacto, un proceso ahora referido como

reacción skarn, intercambio local o difusión skarn bimetasomática y bandas

calco-silicatos.

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3. Intercambio local a altas temperaturas de componentes entre magmas y rocas

carbonatadas, referidas como skarn primarios o skarn de estados magmáticos.

4. Transferencia a gran escala de componentes sobre un gran rango de temperatura,

entre fluidos hidrotermales y predominantemente rocas carbonatadas referidas

como skarn y skarn de estado postmagmático. Skarns de este tipo ejemplificanprocesos de infiltración.

Todos los procesos descritos, simples o en combinación, pueden resultar en la

formación de skarn. Los primeros son metamórficos y no incluyen introducción de

componentes dentro del sistema sedimentario; transferencia de masa o de componentes

volátiles ocurre solamente a escala local.

Los segundos son también metamórficos, pero solamente observados a escala de una

secuencia completa de litologías inter-capas; en escala local los procesos incluyen

transferencia metasomática de componentes sobre distancias de algunas decenas de

centímetros.

Los depósitos minerales skarn son encontrados en los contactos entre plutones ígneos y

rocas sedimentarias o en fisuras distales en rocas carbonatadas. En la mayoría de

literatura tales depósitos han sido referidos como hidrotermal-metamórfico, tactita y

piro-metasomático, en libros recientes ellos son llamados como ígneos metamórficos o

metasomáticos de contacto. Ninguno de estos términos es apropiado por que los

contactos ígneos no son siempre presentes o incluso necesarios; la formación de estos

depósitos abarca un amplio rango en temperatura; y la distinción entre la relativa

importancia de procesos metamórficos y metasomáticos no es claro para depósitos

individuales ni para la clase como un todo. Se puede adoptar un nombre simplemente

referido como Deposito skarn, un término libre de implicaciones genéticas.

Miembros finales metamórficos y metasomáticos

Los skarn, una roca que consiste de minerales calco-silicatos, puede ser generado por

procesos puramente metamórficos o puramente metasomáticos, skarns también pueden

abarcar un rango entre los procesos de miembros finales.

Metamorfismo de rocas volcano-sedimentarias agrupan enriquecimiento en metales

adicionales como son manganezo y zinc.

En algunos casos; el ambiente generador de fluidos mineralizantes son metamórficos y

los componentes minerales fueron movilizados por algunos procesos de disolución deconcentración temprana. Los depósitos minerales resultantes pueden ser iguales en

términos mineralógicos y petrográficos del resultado final de interacción de un fluido

hidrotermal magmático con rocas carbonatadas. Esto es porque fluidos hidrotermales de

diferente origen pueden, después de interacción suficiente con un ambiente dado

adquirir características químicas similares y producir resultados similares. El armazón

de un esquema de dos miembros finales para la génesis de depósitos de skarn

termometamórficos y metasomáticos es basado en la fuente de los componentes.

Se concluye que los fluidos hidrotermales incluyen la formación de depósitos minerales

que pueden adquirir su carga de disolución por diferentes caminos, sin embargo, el

esquema de clasificación basado solamente en la fuente de los componentes es



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inalterable. Actualmente los esquemas de clasificación más usados están basados en las

propiedades intrínsecas incluyendo mineralogía, morfología y origen tectónico.

Mineralogía de los Skarn

Así como la mineralogía es la clave para el reconocimiento y la definición de skarns,también es fundamental para entender su origen y en la distinción de la importancia

económica de los depósitos minerales interesantes entre localidades no rentables.

Mineralogía en Skarn es cartografiable en el campo sobre todo la "alteración" y sirve

como la más amplia guía para encontrar un potencial cuerpo mineral. El

reconocimiento de características distales de alteración puede ser de importancia crítica

en las primeras etapas de exploración. Detalles de la mineralogía de skarn y

zonificación puede ser usado para construir los modelos de depósitos específicos de la

exploración, así como los modelos de utilidad más general en el desarrollo de

programas de exploración de base o de síntesis regionales.

Aunque muchos minerales de skarn son típicos de rocas de formación, algunos sonmenos abundantes, y muchos tienen variaciones en composición que pueden arrojar

información importante sobre el medio ambiente de formación (por ejemplo, piroxeno -

Takano, 1998; scapolite - Pan, de 1998). Algunos minerales como el cuarzo y calcita,

están presentes en casi todos los skarns. Otros minerales como la humita, periclasa,

flogopita, talco, serpentina, y brucita son típicos de skarns magnesianos pero están

ausentes de la mayoría de los demás tipos de skarn. Además, hay muchos minerales

como estaño, boro, berilio y flúor que son muy restringidos, pero localmente

importantes en su paragénesis.

El advenimiento de las modernas técnicas de análisis, en particular la microsonda deelectrones, hace que sea relativamente fácil determinar la composición exacta de

minerales y en consecuencia, precisa de utilizar nombres mineralógicos. Sin embargo,

los nombres mineralógicos deben utilizarse correctamente para no dar a entender más de

lo que se conoce sobre la composición mineral. Por ejemplo, la secuencia de piroxeno,

clinopiroxeno, clinopiroxeno cálcico y diópsido, son cada vez más específica.

Lamentablemente, es muy común en la literatura geológica para fines específicos

términos, como diópsido, que se usa cuando todo lo que se sabe acerca de los minerales

de que se trata es de que podría ser piroxeno.

Zharikov (1970) fue quizás el primero en describir la sistemática de las variaciones en

la mineralogía de skarn entre las principales clases de skarn. Utilizó equilibrios de fase,compatibilidades minerales, y las variaciones de composición en la serie de solución

sólida para describir y predecir características minerales de skarn conjuntos para

diferentes tipos. Sus observaciones se han extendido por Burt (1972) y Einaudi y otros.

(1981) para incluir una amplia variedad de tipos de yacimientos y las diferencias entre

los tipos mineralógicos. Los minerales que son de gran utilidad para la clasificación y

para la exploración son como el granate, piroxeno y anfíboles, que están presentes en

todos los tipos de skarn y que muestran marcada variabilidad de composición. Por

ejemplo, el piroxeno manganifero, johannsonita, se encuentra casi exclusivamente en

skarns de zinc. Su presencia, sin mucha más información de apoyo, es definitivo para

este tipo de skarn.










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En muchos sistemas de skarn, variación de contenido de hierro es el parámetro más

importante y por lo tanto, muchos minerales son descritos simplemente por su miembro

final de hierro, por ejemplo, Hd10 o Ad90. Grandes cantidades de información de

composición puede resumirse gráficamente. Diagramas Triangulares comúnmente se

utilizan para expresar variaciones en la composición de complejos minerales como

granate y piroxeno.

Anfíboles son más difíciles de representar gráficamente porque tienen estructuras que

dependen de las variaciones de composición. Las principales diferencias entre los

anfíboles en diferentes tipos de skarn son variaciones en la cantidad de Fe, Mg, Mn, Ca,

Al, Na, y K. Anfíboles de Au, W, Sn y skarns son progresivamente más alumínicos

(actinolita - hastingsita - hornblenda) , skarns con anfíboles de Cu, Mo, y Fe son

progresivamente más ricos en hierro en la tremolita, y los skarns con anfíboles de cinc,

son a la vez ricas en Mn y con déficit de Ca, que van desde la actinolita a dannemorita.

Para un depósito de skarn o grupo de skarns, de variaciones de composición en las fases

minerales menos comunes, como idocrasa, bustamita u olivino, puede dar una idea delos patrones de zonación o petrogénesis regionales (por ejemplo, Giere, 1986; Agrell y

Charnely, 1987; Silva y Siriwardena, 1988; Benkerrou y Fonteilles, 1989).

Evolución de skarns en el tiempo y el espacio

Como fue reconocido por los primeros investigadores de skarns (por ejemplo,

Lindgren 1902; Barrell, 1907; Goldschmidt, 1911; Umpleby, 1913; Knopf, 1918), la

formación de un depósito de skarn es un proceso dinámico. En la mayoría de los

grandes depósitos de skarn hay una transición de metamorfismo temprano/distal

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resultado en hornfels, reacción de skarn, y skarnoide, para metasomatismo

tardío/proximal resultando minerales de relativamente grano grueso de skarn. Debido a

los fuertes gradientes de temperatura y gran circulación de líquidos causada por células

de una intrusión magmática (Norton, 1982; Salemink y Schuiling, 1987; Bowers et al.

1990), el metamorfismo de contacto puede ser considerablemente más complejo que el

simple modelo de recristalización isoquímica invocado por metamorfismo regional.

Por ejemplo, diversos fluidos que circulan a través de una fractura en un relativamente

protolito carbonato simple pueden dar lugar a diversas reacciones. Así, los fuertes

gradientes térmicos común en la mayoría de entornos plutónicos, resulta en complejos

de aureolas metamórficas con transferencia metasomática a pequeña escala como lo

demuestra la reacción skarns y skarnoide.

Figura 4. Tipos de formación de skarn: Metamorfismo isoquímica incluye recristalización ycambios en la estabilidad mineral sin significantes transferencias de masa. Reacciones de skarn

resultan de metamorfismo de litologías intercaladass, como son lutitas y calizas, con transferenciasde masa entre capas a pequeña escala.

Fluidos metasomáticos complejos, con la posible adición de componentes magmáticos,

como Fe, Si, Cu, etc, producen un continuo entre procesos puramente metamórficos y

puramente metasomáticos. Este metamorfismo temprano y metasomatismo a

continuación de relativamente alta temperatura (Wallmach y Hatton, 1989, describen

temperaturas> 1200C) son seguidos por alteración retrógrada con descenso de

temperaturas. Un vínculo entre el espacio y el tiempo es un tema común en los

yacimientos de mineral y requiere de una cuidadosa interpretación de las características

que puede parecer que sólo se producen en un lugar determinado (por ejemplo, Barton

et al. 1991).

La formación de depósitos de tipo skarn involucra esencialmente tres etapas:

1) Metamorfismo isoquímico: Recristalización metamórfica y cambios mineralógicos reflejando el protolito y

circulación de fluidos a alta temperatura formando minerales calcosilicatados. Incluye

además el desarrollo de: mármol, rocas córneas, cuarcitas, skarn de reacción,

skarnoides, talco y wollastonita hacia la periferia.

2) Etapas múltiples de metasomatismo: Cristalización del magma y liberación de una fase fluida produciendo skarn

metasomático. Se forman principalmente minerales anhidros por acción de fluidos de

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derivación magmática a temperaturas de 400º-800ºC. Usualmente en esta etapa ocurre o

comienza la mineralización.

3) Alteración retrógrada: Enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperatura más baja, posiblemente

meteóricas, oxigenadas, causando alteración retrógrada de los minerales calco-silicatados metamórficos y metasomáticos. En esta etapa se forman nuevos minerales

hidratados de temperatura más baja, a partir de los minerales anhidros formados

previamente. Incluyen: epidota, actinolita, clorita y otras fases minerales hidratadas,

típicamente con control estructural y sobreimpuestos a la secuencia de progrado (fallas,

contactos estratigráficos o intrusivos). En algunos casos la mineralización se extiende

también a esta etapa de retrogrado.

Figura 5: Etapas evolutivas de depósitos skarn asociados a plutones: A) la intrusión inicial causametamorfismo de las rocas sedimentarias. B) recristalización metamórfica y cambios de fasereflejan composiciones del protolito con bimetasomatismo locales y de circulación de fluidoformando diversos minerales calcosilicáticas (reacción skarns y skarnoide) en litologías impuras yfluido a lo largo de los límites. Notar que el metamorfismo es más amplio y de mayor temperatura ala profundidad que junto a la pequeña cúpula en la parte superior del sistema. C) Cristalización yla liberación de una fase acuosa resultan en un fluido controlado metasomático de Skarn. Tener encuenta que formación de Skarn en profundidad es pequeña en relación con el tamaño de la aréolametamórfica. También está verticalmente orientado frente a la extensión lateral local que seextiende más allá de la aureola metamórfica cerca de la parte superior del sistema. D) Enfriamientodel plutón y la posible circulación de las más frescas y oxigenadas aguas meteóricas puede causaralteración retrógrada metamórfica y metasomático de agregados calco-silicatados. Tenga en cuentaque la alteración retrógrada es más amplia en las zonas someras

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Profundidad de formación

Una de los fundamentales controles sobre el tamaño de skarn, geometría, y el estilo, es

la profundidad de formación. Estudios geobarométricos cuantitativos típicamente

utilizan equilibrio de minerales (Anovitz y essenos, 1990), inclusiones fluidas (Guy et

al. 1989) o una combinación de estos métodos (Hames y otros., 1989) para calcular laprofundidad de metamorfismo. Los métodos cualitativos incluyen estratigráfico u otras

reconstrucciones geológicas y la interpretación de las texturas ígneas. Observaciones

simples de los márgenes refrigerados, tamaño de grano, morfología del plutón, y la

presencia de brechiación y fractura frágil permiten las distinciones entre campo

relativamente profunda y superficial.

El efecto de profundidad en el metamorfismo es en gran parte una función de la

temperatura ambiente de la pared de roca antes de, durante y posterior a la intrusión.

Suponiendo una media de un gradiente geotérmico orogénico zona de alrededor de 35

ºC por kilómetro (Blackwell et al. 1990), la temperatura ambiente de la pared de roca

antes de la intrusión a 2 km es 70 ºC, mientras que a 12 kilómetros sería 420 ºC. Por lotanto, con el añadido proporcionado por el flujo de calor locales de actividad ígnea, el

volumen de roca afectada por las temperaturas en 400 – 700 ºC será considerablemente

mayor y más largo en torno a un skarn más profundo que un somero. Además, el

aumento de la temperatura ambiente puede afectar a la historia de cristalización de un

plutón, así como minimizar la cantidad de alteración de los minerales de skarn.

A una profundidad de 12 km con temperaturas alrededor de 400 ºC, el skarn no puede

enfriar por debajo de granate y piroxeno sin posterior elevación de otros cambios

tectónicos. El mayor alcance y la intensidad de metamorfismo en profundidad puede

afectar a la permeabilidad de la recepción de rocas y reducir la cantidad de carbonatodisponible para la reacción con fluidos metasomáticos.

La profundidad de formación de skarn también afectará a las propiedades mecánicas de

las rocas receptoras. En skarn de profundidad, las rocas tienden a deformarse en una

manera dúctil en lugar de la fractura. Contactos intrusivos con las rocas sedimentarias

tienden a ser secundarios paralelos a la estratificación, plutones a lo largo de los planos

de estratificación o las rocas sedimentarias se cruzan o fluyen hasta que se ajusten a la

intrusión de contacto. En los depósitos de este tipo, donde los contactos son rocas

intrusivas subregionales paralelos a la estratificación, skarn generalmente se limitan a

una pequeña, pero verticalmente amplia extensión.

Así, skarn formados a mayores profundidades puede considerarse como una pequeña

corteza de pequeño tamaño en relación con los plutones asociados y su aureola

metamórfica. En cambio, las rocas receptoras en profundidades someras tienden a

deformarse por el fracturamiento y fallamiento en vez de plegado. El fuerte hidro-

fracturamiento asociado a intrusiones a nivel superficial aumenta la permeabilidad de

las rocas receptoras, no sólo para metasomáticas ígneas relacionados con fluidos, sino

también para más tardías, posiblemente fluidos meteóricos más frescos (Shelton, 1983).

La afluencia de agua meteórica y la consiguiente destrucción de los minerales de skarn

durante alteración retrograda es uno de los rasgos distintivos de la formación de skarn

en un entorno superficial.

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Skarns superficiales son conocidos actualmente en la formación de los sistemas

geotérmicos activos (McDowell y Elders, 1980; Cavarretta et al. 1982; Cavarretta y

Puxeddu, 1990) y las fuentes termales en el fondo del mar (Zierenberg y Shanks, 1983).

El grado en que una determinada etapa de alteración se desarrolla en un determinado

skarn dependerá del entorno geológico de la formación. Por ejemplo, metamorfismoprobablemente será más amplio en torno a un grado superior de skarn formado en

relativamente grandes profundidades de la corteza que uno bajo condiciones someras.

Por el contrario, la alteración retrógrada durante el enfriamiento, y la posible interacción

con agua meteórica, será más intensa en una de skarn formado a profundidades

relativamente someras en la corteza terrestre en comparación con uno formado a

mayores profundidades. En ambientes más profundos rocas skarns carbonatadas

podrían deformar en un manera dúctil y no a través de fractura frágil, estratificación

paralela a la intrusión de contacto. Estas diferencias en el estilo estructural, a su vez,

influyen en el tamaño y la morfología de los skarn. Así, composición de roca, la

profundidad de formación, y el ajuste estructural son todas las causas de las variaciones

del idealizado modelo "clásico" de skarn.

Fluidos mineralizantes, reacciones y equilibrio

Metamorfismo de contacto

Bases descriptivas.

Un magma es introducido dentro de niveles de la corteza, metamorfismo de contacto

forma una aureola termal zonada consistente de silicatos cálcico-alumínicos en lutita

calcárea o marga, silicatos cálcico-magnesianos en limos dolomíticos y wollastonita encalizas. Estos, marmoles pobres en hierro y hornfels constituyen etapas de

metamorfismo temprano. Aureolas de metamorfismo pueden extenderse por kilómetros

fuera de los cuerpos intrusivos en relativamente ambientes profundos; en ambiente sub-

volcánico superficial el metamorfismo es menos extenso. Las etapas de metamorfismo

son esencialmente estériles de minerales de mena pero esta idea parece ser una etapa en

la formación de concentraciones de minerales temprana por que hornfels calcáreos son

fácilmente fracturados durante la adaptación estructural ocurrida durante el continuo

emplazamiento de magma o debido a la perdida de volátiles en volumen constante

generando incremento en la porosidad.

Donde las rocas carbonatadas son impuras y lutitas calcáreas y areniscas sonabundantes, metamorfismo de calco-silicatos puede constituir una gran porción de

depósitos skarn.

Composiciones metamórficas calco-silicatos reflejan la composición de protolitos

originalmente sedimentarios; en muchos casos las impurezas dominantes son magnesio

y aluminio y los resultantes minerales calco-silicatos consisten de grosularita y

diópsido. Donde ocurren protolitos sedimentarios ricos en hierro, son formadas rocas

metamórficas calco-silicatadas ricas en hierro. Estas pueden ser distinguidas de calco-

silicatos metasomáticos solamente con considerable dificultad. En algunos casos el

siguiente criterio puede ser usado: (1) rocas metamórfica generalmente contienen un

gran número de fases para el número de componentes, donde las rocas metasomáticas

http://64.233.179.104/translate_c?hl=es&u=http://www.science.smith.edu/departments/Geology/Skarn/skevol.html&prev=/search%3Fq%3Dall%2Babout%2Bskarn%26hl%3Des












http://64.233.179.104/translate_c?hl=es&u=http://www.science.smith.edu/departments/Geology/Skarn/Skarn.html&prev=/search%3Fq%3Dall%2Babout%2Bskarn%26hl%3Des






















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contienen muy pocas fases para el número de componentes; y (2) en cualquier tipo de

roca dado, la composición de todas las zonas formadas por metamorfismo son idénticas,

excepto para H2O y CO2; en contraste, discontinuidades en la composición donde no

ha existido previamente son una señal de metasomatismo.

Reacciones metamórficas.Estudio de partes metamórficas de depósitos skarn son importantes porque los minerales

metamórficos son típicamente sobreimpuestos y alterados por metasomatismo tardío,

debido a que los estudios de las asociaciones minerales pueden conducir a un mejor

entendimiento de las condiciones generales de P-T acompañando la formación temprana

de skarn, y debido a que el análisis de la distribución de la asociación de minerales

metamórficos ayuda a entender la distribución termal y patrones de flujo de fluidos en

aureolas de contacto.

Reacciones metamórficas involucran solamente cambios en la cantidad de componentes

volátiles presentes en la roca, como son O2, CO2 y H2O, y son una función de las

condiciones de P-T y la fugacidad (presiones parciales termodinámicas) de estos

componentes volátiles. Un ejemplo es:

Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3CaCO3 + 2SiO2 = 5CaMgSi2O6 + CO2 + H2O

Considerables datos experimentales existen en reacciones metamórficas incluyendo

mezcla de volátiles y minerales de miembros finales puros en los sistemas CaO-MgO-

SiO2-CO2-H2O y CaO-Al2O3-SiO2-CO2-H2O.

En presiones constantes, dos variables pueden ser usadas para describir las estabilidades

de calco-silicatos en los sistemas: temperatura (T) y fracción molar de CO2 en un fluido

H2O-CO2. Reacciones que conducen a las primeras apariciones de fases calco-silicatosde asociaciones carbonáticas tienen pendientes positivas en el diagrama T-XCO2; que

son un incremento en la temperatura o disminución en XCO2 favorece la formación

calco-silicato. Esto tiene dos consecuencias importantes en la interpretación de

cantidades naturales: (1) en orden a la T específica, la composición de la fase acuosa

(XCO2) puede ser conocida; y (2) formación de calco-silicatos puede ocurrir a T

menores en fluidos ricos en agua que en fluidos ricos en CO2.

Oxigeno isotópico y datos de inclusiones fluidas indican que XCO2 en fluidos

impregnados en rocas carbonatadas durante metamorfismo y metasomatismo son

generalmente muy pocos, quizás menores que 0.1. Si bajos valores de XCO2 son

tomados como caso general, entonces varios equilibrios T-XCO2 pueden ser usados enlugar de límites de temperatura en ciertos minerales.



Figura 6. Variación de los fluidos de acuerdo con la T y XCO2. Modificado de Greenwood (1967)and Kerrick (1974).

Incremento de skarn metasomático

Bases descriptivas.

Inicio de metasomatismo con cristalización de magmas relacionados a fluidos

hidrotermales magmáticos producen hidrofracturamiento del pluton y en algunos casos,de hornfels formados previamente. Estos fluidos, que pueden mezclarse con aguas

metamórficas, o en un estado tardío, con aguas metéoricas, ascienden a lo largo del

exterior del contacto del plutón e infiltran a la roca caja a lo largo del contacto intrusivo

como también a lo largo de las fisuras, diques pre-skarn y sills, contactos sedimentarios

y otras zonas permeables. La solución, equilibrado con cuarzo mozonita, puede ser casi

neutral y enriquecido en hierro relativo a magnesio. Los metales y sulfuros contenidos

de la solución dependen de la temperatura y presión de equilibrio con la masa intrusiva,

el estado de oxidación de los sistemas y el contenido halógeno del magma. Gradientes

de actividad de solución siguiendo a los canales resultan en un ordenamiento zonal

distribuido de temprano a distal, generalmente skarns anhídridos presentan: endoskarnformado en intrusivos y hornfels intercalados por introducción de calcio de rocas

carbonatadas; exoskarn formado en rocas carbonatadas por introducción de hierro,

sílica, aluminio y otros componentes. Componentes químicos en los skarn pueden ser de

derivación local o ajena. Interacción de los fluidos formadores de skarn con dolomita

ceden magnesio al skarn caracterizado por clinopiroxeno, forsterita y calcita donde la

caliza cede calcio al skarn caracterizado por granate y piroxeno con zonas exteriores de

wollastonita, idocrasa y/o piroxenoides. Composiciones calco-silicatadas son

influenciadas por el estado de oxidación del sistema, con componentes de hierro férrico

dominante presentes en estados de alta oxidación y componentes de hierro ferroso

dominante presente en estados de baja oxidación. Superposición de estos estados en

hornfels y mármoles calco-silicatos resultan en asociaciones minerales complejas y en

14



15

zonado composicional de silicatos individuales. Los estados tempranos anhídridos, no

están usualmente acompañados por depositación de sulfuros; simultanea mineralización

incluye magnetita y boratos en skarn magnesiano y scheelita en skarn cálcico.

Las etapas tardías de incremento de skarn prógrado muestra una tendencia hacia

enriquecimiento en hierro y empobrecimiento en magnesio en los silicatos. Andradita ypiroxeno pueden reemplazar skarn magnesianos tempranos. En skarn cálcicos, esta

tendencia en evolución puede ser reconocido por el desarrollo de rico hierro férrico

tardío (andradita) o ferroso y manganeso enriquecido (almandino-espesartina), y

ferroso y manganeso enriquecido (hedenbergita) en skarn de tungsteno. Similarmente,

andradita tardía y johansonita-hedembergita son observados en skarn con tendencia de

zinc. La depositación de magnetita y de sulfuros generalmente comienza con el estado

tardío del incremento de skarn pero picos durante el skarn tardío destruyen etapas.

Probablemente el mineral opaco característico de esta etapa es magnetita, el cual

reemplaza andradita en skarns cálcicos o es acompañado por flogopita, humita, boratos

y serpentina, hacia el exterior zonas de forsterita de skarn magnesianos, sulfuros son

menos característicos pero pueden incluir sulfuros de baja sulfuración como pirita,bornita y calcopirita en zonas de andradita y esfalerita, en el exterior de zonas de

piroxeno o piroxennoide de skarn cálcico. Amplia alteración de hidratación de silicatos

de skarns en esta etapa son raras, excepto en skarn magnesiano. Scheelita son

generalmente ausentes de estas etapas prógradas ricas en hierro. Plutones asociados

pueden incluir metasomatismo alcalino, como son biotita-ortoclasa o escapolita-albita,

adicional desarrollo de endoskarn (ejm. Cuarzo-plagioclasa-piroxeno-epidota en skarns

de tungsteno) o poca alteración megascópica en el total.

Temperatura y fugacidad de sulfuros y oxigeno durante desarrollo de skarnsmetasomáticos

La presencia de hierro, manganeso y sulfuros en ambientes de skarn metasomáticos

introduce adicionales complejidades dentro de la interpretación de la estabilidad de

minerales calco-silicatos. Hierro, manganeso y sulfuros, la estabilidad de minerales que

contienen estos elementos que son una función de la abundancia (fugacidad) de oxigeno

y sulfuro. Equilibrio incluye hierro, manganeso y el equilibrio de sulfuros son a su vez

mejor mostrados como una función de las variables T-fO2-fS2. La capacidad de hierro y

manganeso para sustituir magnesio y aluminio en calco-silicatos causa cambios

radicales en la estabilidad de la resultante solución sólida mineral.

Estudios han mostrado que muchas de las fases minerales clásicamente pensadas de alta

temperatura pirometasomática pueden ser estables en relativamente bajas temperaturas(350 a 450 ºC), particularmente en bajos valores de presión, oxidación y estados de

sulfuración y XCO2.

Pocos datos experimentales existen en el caso de solución sólida de hierro-manganeso

en minerales calco-silicatos en equilibrio. Estudios acerca de la temperatura y presión

de formación de skarns sugieren temperaturas de formación de skarns prógrados de 650

a 400 ºC e indica substancialmente alta temperatura de formación de skarn prógrados

asociados con ambientes de alta presión.



16

Procesos metasomáticos

Reacciones metasomáticas, difieren de las metamórficas, produce cambios en la

cantidad de componentes no volátiles (ejm. Ca, Fe, Si) en la roca. Dos variedades

generales de skarn metasomáticos han sido identificados: metasomático local

(reacciones skarn) e infiltración metasomática (ígneo metasomático). Los primeros songeneralmente confinados a terrenos metamórficos de moderado a alto grado donde los

componentes químicos para reacciones son conducidos del campo de rocas y no son

generalmente asociados con formación de mena; la segunda es relacionada a

metasomatismo causado por sistemas magmáticos hidrotermales y son generalmente

asociados con depósitos de mena de algunas variedades.

Modelos teóricos y experimentales de zonado metasomático han recibido considerable

atención desde las formulaciones originales de difusión e infiltración. Metasomatismo

resultante de difusión intergranular puede ser visualizado como el resultado de

reacciones prolongadas entre dos substancias incompatibles (ejm. Dos rocas

interestratificadas o una roca y un fluido acuoso). La difusión ocurre en respuesta degradientes de concentración de difusión de componentes entre zonas, y gradientes

finitos son presentes en límites de zonas; la resultante secuencia mineral muestra

abruptas discontinuidades composicionales entre zonas, y minerales de solución sólida

muestran cambios progresivos en la composición entre zonas.

Aunque modelos de difusión pura pueden ser aplicados exitosamente en delgadas zonas

de reacción estas son diferentes que la difusión que puede ocurrir en grandes espesores

de zonas metasomáticas comúnmente observadas en depósitos skarn. La aplicación de

fuerzas para transporte de masas difusivas, decrece como el espesor de las zonas de

reacción se incrementa y los procesos metasomáticos paran. Largas distancias de

transporte pueden resultar, sin embargo, del flujo de fluidos inducido por gradientes depresión y temperatura. La resultante secuencia mineral muestra abruptos límites zonales

en la composición de minerales entre zonas, la complejidad de la variación

composicional mineral entre zonas individuales de depósitos skarn pueden ser

identificados por las características composicionales de calco-silicatos, entonces, tanto

la infiltración y la difusión juegan roles importantes.

Depositación de sulfuros y alteración retrograda

La mayoría de períodos de depositación de menas de sulfuros generalmente siguen el

cese del desarrollo de skarn y es acompañado por el inicio de alteración hídrica de

minerales de skarn tempranos y alteración hidrolítica de intrusiones asociadas.Depositación de sulfuros y alteración de skarns tienen típicamente control estructural y

cruzan a través de modelos de skarn tempranos; en algunos casos, depositación de

sulfuros se extiende más allá de skarns en mármol o hornfels. Los productos de

alteración típicamente reflejan la composición de los silicatos skarn originales

modificados por la disolución de calcio e introducción de volátiles: epidota de bajo

hierro, clorita y calcita reemplaza grosularita; cuarzo, óxidos de hierro y calcita

reemplaza andradita; biotita, hornblenda-plagioclasa reemplaza almandino; tremolita,

actinolita y eventualmente talco reemplaza diópsido; ilvaita, rodonita o rodocrosita

reemplaza mangano-hedembergita; ferro-actinolita reemplaza hedembergita; y

serpentina reeemplaza forsterita. Estas reacciones retrogradas dirigen el

reemplazamiento de ricos en calcio calco-silicatos por una cantidad de: (1) silicatos de



bajo calcio, (2) óxidos de hierro o sulfuros y (3) carbonatos o plagioclasa de tipo albita.

Calcio relacionado a la solución puede resultar en precipitación tardía de sheelita. Los

mecanismos referidos como línea de depositación mineral de mármol son de

importancia en el desarrollo de cuerpos de sulfuros de alto grado en depósitos skarn.

Esto es también un ejemplo de una zona de skarn exterior producido por tardíos fluidos

de baja temperatura. Reacciones que acompañan mármol de depositación de sulfurosincluyen la formación de talco + calcita en la interface tremolita-dolomita en skarns

magnesianos y cuarzo-calcita-clorita-epidota formados en la interface wollastonita-

calcita en skarns cálcicos.

Dentro del skarn, minerales opacos en muchos casos son cerradamente asociados con

características retrogradas y reflejan altos estados de oxidación y sulfuración y menores

temperaturas que tempranos acompañamientos a la mineralización. El grado al cual

skarn tempranos son alterados por estos estados tardíos sulfuros-hidrosilicatos son

relacionados a profundidad y proximidad a un sistema hidrotermal de ambiente abisal

(skarns de tungsteno) mostrando menores alteraciones tardías que ambiente hipoabisal

(skarns relacionados a pórfidos de cobre), y skarns distal (ejm. Sistemas de vetas dezinc) muestran menos alteración que skarns proximales (ejm. Skarns en contacto con

plutones alterados hidrolíticamente). Alteración clorita-epidota de endoskarn o

propilítica de rocas de diques ígneos son característicos de estos estados. En muchos

casos, alteración cuarzo-moscovita-pirita de rocas plutónicas pueden ser

correlacionados a las etapas hidrosilicatos, tanto en ambientes hipoabisal y algunos

ambientes abisales. Un período de amplia destrucción del skarn puede ocurrir si

significante circulación hidrotermal continúa en bajas temperaturas. En algunos

depósitos, estos períodos tardíos son limitados a escaso relleno de drusas de cuarzo-

carbonatos-sulfuros, en otros, grandes porciones de los skarn son convertidos a mezclas

de cuarzo, calcedonia, arcillas, carbonatos, sulfuros y óxidos de hierro. La existencia de

skarn tempranos puede solamente ser reconocida por la presencia de minerales relictos ominerales pseudomorfos.

Figura 7. Cambios en el contenido mineral y el fluido durante reacciones de mineralización ácidade Zn-Pb con dolomita a 300 ºC.

17



Petrogénesis y entornos tectónicos de los depósitos skarnLa mayoría de los principales depósitos Skarn están directamente relacionados con la

actividad ígnea. Los promedios de grandes cantidades de datos para cada tipo de Skarn

pueden resumirse en una variedad de esquemas de composición para mostrar

distinciones de Skarn entre clases. Skarns de Estaño y molibdeno normalmente se

asocian con una alta sílice, plutones fuerte mente diferenciadas. En el otro extremo delespectro, skarns de hierro por lo general se asocian con baja sílice, ricos en hierro,

relativamente plutones primitivos. Tales diagramas son menos útiles para la realización

de estudios detallados que, sin embargo, debido a la amplia gama de composiciones

ígneas posible para un individuo skarn y de la dificultad de aislar los efectos de

metasomatismo y fines de alteración se los utiliza.

Figura 8. Variación de (A)MgO y (B) K2O vs. SiO2 Correlación entre la química de los elementosMeinert (1995). mayores. Meinert (1995).

Otras características importantes incluyen el estado de oxidación, tamaño, textura,

profundidad de emplazamiento, y la tectónica de cada uno de los plutones. Por ejemplo,

skarns de estaño son casi exclusivamente asociados con una reducción, series ilmenita

puede caracterizarse como de tipo S. Estos plutones tienden a ocurrir en cratones

estables en el que la fusión de la corteza puede ser instigado por dislocación incipiente.

Muchos skarns de oro también se asocian con una reducción de plutones de series

ilmenita. Sin embargo, plutones de Skarn de oro son típicamente máficas, bajo cuerpos

de sílice, que no podría haber formado por la fusión de la corteza sedimentaria. Encambio, los plutones asociados a skarns de cobre, en particular los depósitos pórfido de

cobre, están muy oxidados, magnetita, y de tipo I asociada a subducción relacionados

con arcos magmáticos. Estos tienden a ser plutones porfíricos y emplazadas en niveles

someros de la corteza. Skarns de Tungsteno, por otra parte, se asocian con plutones

relativamente grandes, de grano grueso, equigranular o complejos batolíticos que es

indicativo de un medio ambiente más profundo.

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Figura 9. Correlación entre saturación de aluminio (A) y estado de oxidación de hierro (B) rocas

plutónicas asociadas con los mayores tipos de depósitos skarn. A) Rb vs. Sc y (B) V vs. Ni

Tectónica, petrogenesis, y depósitos Skarn están íntimamente entrelazados. Algunos

libros de texto clasifican provincias ígneas (Wilson, 1989) o los diferentes tipos de

mineral de los depósitos (Sawkins, 1984). Este enfoque ha tenido menos éxito en la

descripción de yacimientos tales como skarns que son el resultado de procesos que

pueden ocurrir en casi cualquier ambiente tectónico. Una clasificación útil tectónica de

los depósitos skarns debería separar grupos de Skarn que se presentan juntos y

distinguir a los que normalmente se producen en entornos especializados de tectónica.

Ubicación de acuerdo a la tectónica de placas

Un ambiente orogénico temprano puede ser visualizado como un arco magmático

asociado con un empinado ángulo en la zona de subducción en un ambiente oceánico

dominante. En algunos casos estos terrenos son subsecuentemente acrecionados

creciendo márgenes continentales. Magmatismo de arco de islas incluye rocas

volcánicas basálticas y andesíticas las cuales pueden localmente interdigitarse con rocas

clásticas de tras-arco o con arcos volcánicos bajo el nivel del mar, con rocas marinas

superficiales clásticas incluyendo arrecifes calcáreos. Rocas intrusivas con rangos de

gabro a granodiorita con menores rocas alcalinas. Depósitos de skarn ricos en magnetita

son asociados con tales plutones y se forman en andesitas volcánicas y en calizas.

Algunas de las características claves de que grupo de estos skarn aparte de estasasociaciones con magmas más evolucionados y corteza son su asociación con plutones

gabroicos y dioríticos, los grandes volúmenes de endoskarn y los más difundidos

metasomatismos de sodio, la mayor parte de composición ricos en Fe y pobres en

magnesio, y la presencia de elementos anómalos Fe, Co, Au, (Ni) y (Zn) y la ausencia

de Sn, W y Pb reflejan la primitiva naturaleza oceánica de la corteza, roca caja y

plutones.

Arcos magmáticos desarrollados en corteza continental representan un más

evolucionado ambiente orogénico que los arcos de islas oceánicos; plutones son

granodiorita a diorita, y las composiciones de estroncio y oxígeno isotópico muestran

una mayor característica continental. Estos estados pueden continuar el estado

19



20

orogénico temprano si un arco de islas es acrecionado a un margen continental.

Variaciones en el ángulo de subducción pueden tener efectos significantes, incluyendo

migración de arcos magmáticos, cambios en la composición del magma y cambios en el

estilo estructural de los emplazamientos de magma. Estas variaciones combinadas con

perturbaciones causadas por cambios de facies estratigráficas, profundidad de las

formaciones y otras variables pueden dar aumento en la variación en la geometría dedepósitos skarn, mineralogía y contenido del mineral dominante. Evidencia disponible

sugiere que el ángulo de subducción podría disminuir con el tiempo y en algunos casos

exhibir alguna inclinación reversa. La presente discusión considera dos casos

generalizados: un orogénico medio, caso en el cual la inclinación moderada causa

subducción en un dominante arco magmático tipo-I, y el caso en el cual la transición de

tectonismo post-subducción causa más discontinuidades magmáticas de tipo I y S,

rocas más lejos hacia el cratón interior.

Skarns asociados con subducción relacionados a plutones de granodiorita y cuarzo

monzonita son los más comunes y más estudiados de todos estos depósitos. Donde el

magma es emplazado a relativamente grandes profundidades (5 a 15 km), grandesbatolitos de grano grueso resultan como causa típica de extenso metamorfismo, pero,

carece de cantidad significante de alteración de baja temperatura. Skarns asociados con

plutones son minados mayormente para tungsteno, con menores cantidades para cobre y

molibdeno; zinc y plata pueden estar presentes en skarn distales. Skarn de tungsteno son

caracterizados por relativamente reducido calco-silicato y asociación de minerales

opacos, menores cantidades de alteración de baja temperatura y generalmente pequeñas

cantidades de sulfuros de baja sulfuración.

Donde el magma es emplazado a profundidades intermedias a superficiales de la corteza

(1 a 6 km), stocks porfiríticos y plugs de granodiorita a cuarzo monzonita resulta que

comúnmente tienen rocas volcánicas cogenéticas. Aureolas metamórficas no sonextensas o con alto grado como en los alrededores de los batolitos más profundos y la

alteración de los stocks puede ser muy extendido. Skarns asociados son ricos en

sulfuros y son minados mayormente para Cu, Fe-Cu y Zn-Pb, con localmente

importantes subproductos de Mo, Au y Ag. La distribución mineralógica y razones de

metales de estos depósitos skarn son bastante variables. Correlaciones con los tipos de

magma, estado de oxidación, profundidad de formación y distancia de las fuentes

intrusivas han sido sugeridas para ocurrencias específicas.

Durante la transición a tectonismo de post subducción, el arco magmático puede

ensancharse o migrar más hacia el interior. Las intrusiones pueden ser tipo I o S basados

en evidencia isotópica, se supone que tienen mayor interacción con corteza continentalque con los arcos magmáticos más tempranos. Los magmas tipo I son de composición

de cuarzo monzonita a granito y son asociados con skarns que son minados para una

variedad de metales; W y Mo son generalmente dominates con mayores cantidades de

Cu y Zn y menores cantidades de Bi, Pb, Ag y Au. En algunos casos la intrusión

también contiene mineralización de molibdeno.

Los intrusivos tipo S asociados con este estado orogénico tardío son de composición

granítica; rocas volcánicas cogenéticas o aureolas metamórficas extensas son raras. Los

plutones son generalmente de grano grueso y contienen megacristales de cuarzo gris

oscuro, cavidades miaroliticas, canales pegmatíticos y alteración de tipo greisen. Skarn



asociados son minados para Sn, aunque otros elementos son usualmente presentes y

pueden ser de importancia económica. Estos incluyen Be, B, F, Bi, W, Cu, Zn, Pb y U.

La disposición de los depósitos skarn depende de la ocurrencia de rocas carbonatadas.

De esta forma, la ocurrencia de los skarn puede ser errática y en algunas porciones

mayores del cinturón orogénico ellos son ausentes o notablemente esparcidos.

Figura 10. Ambiente de formación de los Skarn, referido a un arco magmático donde los intrusivos

de composición media - ácida entran en contacto con rocas sedimentarias del tipo calizas ydolomitas y de esta interacción suceden fenómenos de metamorfismo de contacto y queposteriormente con el enfriamiento del intrusivo se liberan fluidos que reaccionan con las calizas ysucede el fenómeno de metasomatismo. (Modificado de Meinert, 1983).

Zonación de los depósitos Skarn

En la mayoría de skarns hay un patrón general de zonación granate proximales, distales

piroxeno e idocrase (o un pyroxenoide como wollastonita, bustamita, o rodonita) en el

contacto entre Skarn y mármol.

Figura 11. Zonación típica de skarns de acuerdo al avance del fluido.

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Además, los minerales pueden mostrar más grandes variaciones en el patrón de

zonación a través de sistemática de color o de composición. Por ejemplo, es común

proximal granate rojo-marrón oscuro, marrón cada vez más ligeros y por último, de

color verde pálido cerca de la parte frontal de mármol (por ejemplo, Atkinson y Einaudi,

1978). El cambio de color del piroxeno es menos pronunciado, pero en general reflejaun aumento progresivo en hierro y/o manganeso hacia el frente de mármol (por ejemplo,

Harris y Einaudi, 1982). Para algunos sistemas de Skarn, estos patrones de zonación

puede ser "extendida" a una distancia de varios kilómetros y puede proporcionar una

guía para la exploración (por ejemplo, Meinert, 1987). Detalles de la mineralogía y la

zonificación de skarns pueden ser utilizados para la construcción de depósito de

exploración de modelos específicos, así como los modelos de utilidad más general en el

desarrollo de programas de bases de exploración o de síntesis regionales.

Razonablemente detallados modelos de zonación están disponibles para el cobre, oro,

zinc y skarns (Meinert, 1997). Otros modelos pueden ser construidos a partir de los

depósitos que han sido bien estudiados, como la Hedley Au Skarn (Ettlinger, 1992; Ray

et al., 1993) o la Groundhog Skarn de Zn (Meinert, 1982).

Figura 12. Zonación que sucede en la mayoría de los skarn la cual copia la geometría del contactodel plutón y los flujos de fluidos. Los Skarn son zonados y la zona de endoskarn y exoscarnproximal posee un alto contenido de Granate. Las zonas distales son más ricas en piroxeno y en lazona más frontal, relacionada con mármoles puede estar dominada por piroxenoides o vesubianita.

Depósitos skarn de Au, Cu, Fe, Mo, Sn, W y Pb-Zn

Grupos de depósitos de skarn puede basarse en las características descriptivas, como

composición del protolito, el tipo de roca y de metal económico dominante (s), así

como características genéticas como el mecanismo de circulación de fluidos, la

temperatura de formación, y el grado de partición magmática. La tendencia general de

autores modernos es adoptar una clasificación descriptiva de skarn basada en el dominio

económico de los metales y a continuación, modificar la base de cada una de las

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categorías de composición, tectónica, o variaciones genéticas. Esto es similar a la

clasificación de los depósitos de pórfido en pórfido de cobre, molibdeno y estaño;

depósitos que comparten muchas características geoquímicas y alteración, pero son, no

obstante, fácilmente distinguibles. Los siete principales tipos de skarn (Au, Cu, Fe, Mo,

Sn, W y Pb-Zn) han recibido un importante estudio moderno y muchos otros

(incluyendo F, C, Ba, Pt, U, REE) son importantes localmente. Además, skarns puedenser minadas para el sector de los minerales tales como granate y wollastonita.

Skarns de Hierro

Los skarns más grandes son los depósitos de hierro. Las principales evaluaciones de

este tipo de depósito incluyen Sangster (1969), Sokolov y Grigorev (1977), y Einaudi y

otros. (1981). Skarns de Hierro son minadas por su contenido de magnetita y aunque

pequeñas cantidades de Cu, Co, Ni y Au puede estar presente, el hierro es generalmente

la única mercancía recuperable. Muchos de los depósitos son muy grandes (>500

millones de toneladas, >300 millones de toneladas que figuran Fe) y consisten

predominantemente de magnetita con poco silicato de ganga. Algunos depósitoscontienen cantidades significativas de cobre y son más típicos de transición a skarns de

cobre (por ejemplo, Kesler, 1968; Vidal y otros., 1990).

Skarns cálcicos de hierro en los arcos de islas oceánicas están asociados con plutones

ricos en hierro invadiendo la pared de caliza y rocas volcánicas. En algunos depósitos a

la vista, la cantidad de endoskarn puede superar exoskarn. Minerales de Skarn

consisten predominantemente de granate y piroxeno con menos epidota, ilvaita y

actinolita; todos son ricos en hierro (Purtov et al. 1989). Alteración de rocas ígneas es

común con bastante albita, ortoclasa, y escapolita venas y reemplazos, además de

endoskarn.

En cambio, skarns de hierro y magnesio están asociados con diversos plutones en una

variedad de entornos tectónicos, la característica común es que todos ellos forman la

pared de roca dolomítica. En skarns magnesianos, los principales minerales de skarn,

como forsterita, diópsido, periclasa, talco y serpentina, no contienen mucho hierro, por

lo que la solución de hierro tiende a magnetita en vez de andradita o hedenbergita (por

ejemplo, Hall y otros. 1989).

Skarns de Oro

El término "Skarn de oro" se utiliza en el sentido económico propuesto por Einaudi et al. (1981) y se refiere a los depósitos de minerales que son extraídos, exclusiva o

predominantemente oro y que exhiben alteración de rocas calcosilicáticas, por lo

general dominado por granate y piroxeno, que está relacionada con la mineralización.

Esto excluye el uso de los depósitos que contienen oro pero que están minadas

principalmente para otros productos básicos como el cobre. Por el contrario, esta

definición incluye a los depósitos que contienen grandes cantidades de otros metales

(como Fe, en forma de magnetita) que no están minadas.

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24

Skarns de Oro Reducidos

Depósitos de skarn de oro reducido tienen relativamente grado más alto (5-15 g/t de

Au), se encuentran varias minas de oro sólo por su contenido, la carencia económica de

las concentraciones de otros metales, y tienen un distintivo Au - Bi – Te como

asociación geoquímica. La mayoría de skarns con alto grado de oro se asocia con unareducción (ilmenita, Fe 2 O 3 / (Fe 2 O 3 + FeO) <<0,75) plutones de diorita granodiorita,

y dique/sill complejos. Ellos normalmente ocurren en protolitos clásticos ricos en lugar

de caliza pura y skarn de alteración de diques, sills, y unidades volcanoclásticas. La

reducción de skarns de oro están dominados por piroxeno rico en hierro (normalmente>

Hd 50), pero las zonas proximales pueden contener abundante grandita. Otros

minerales comunes incluyen feldespato K, escapolita, vesuvianita, apatita, y anfíboles.

Zonas Distal/temprano contienen biotita + hornfels, que se puede extender por 100

metros de la masa más allá de skarn. Debido a las rocas ricas-clásticas de naturaleza

sedimentaria carbonacea en estos depósitos, la mayor parte de skarn es relativamente

fino.

Skarns de Oro Oxidados

Considerando que el depósito "clásico" de skarn de oro se caracteriza por bajo granate:

razones de piroxeno, hedenbergita piroxeno, y abundantes sulfuros dominados por

arsenopirita y pirrotita, varios skarns han sido minados por el oro que tienen un estilo

muy diferente de la mineralogía y la mineralización. Estos depósitos se han clasificado

por Brooks y otros. (1991) como skarns de oro oxidado. Sus características esenciales

son de alta granate: razones de piroxeno, granate y piroxeno relativamente pobres en Fe,

la baja total de sulfuros, pirita> pirrotita, y menores pero presentes las ocurrencias de

calcopirita, esfalerita, y galena-bismutinita-argentita. Además, los más altos grados deoro no están asociados con granate-piroxeno prógrado, sino más bien alteración

retrógrada tardía incluyendo abundante feldespato K (adularia) y cuarzo. Algunos de

esos depósitos se puede considerar de transición a otros tipos de mineralización de oro

epitermal, tales como depósitos en el que la fase de separación (ebullición) puede ser un

importante mecanismo de las precipitaciones (por ejemplo, Hedenquist y otros. 1996).

Nambija, Ecuador

Ecuador cuenta con dos importantes skarns de oro, Ximena y Nambija. Ximena en el

centro oeste de Ecuador es una típica reducción de oro de skarn similares a Hedley

Fortitude en América del Norte. Se ha producido alrededor de 75000 onzas de oroaluvial de los campos que se desarrollaron en un marco de skarn dominante en

piroxeno. En cambio, Nambija, en el sudeste de Ecuador es un skarn de oro oxidado

con similitudes a la de skarn McCoy en Nevada y Red Dome en Australia. Su

mineralogía está dominada por grandita como granate y la mayoría de la producción

proviene de funcionamiento y aluviales de alta calificación por los campesinos locales.

Nambija es una de una serie de depósitos de oro en la parte meridional de la Cordillera

Real, con tendencias norte y noreste en el cinturón de rocas del Cenozoico, Mesozoico,

Paleozoico. La parte central de este cinturón Terciario se compone de rocas volcánicas

recientes, con varios volcanes activos. Al oeste de este cinturón volcánico es una

secuencia Cretácica de arco insular y oceánico sedimentarias, volcaniclástica, y rocas



25

volcánicas, que han sido invadido por numerosos plutones terciarios de tipo I,

relativamente máficos.

A escala regional, el distrito de Nambija está disecado por el borde oeste, N10°E a N20

°E por fallas de empuje espaciadas aproximadamente 10-30 km. El skarn de Nambija

ocurre dentro de los depósitos metamórficos Piuntza, rocas volcano-sedimentarias quese producen como techo colgantes en 170 Ma del batolito de Zamora (Litherland y

otros. 1994). La Unidad Piuntza es de aproximadamente 500 m de espesor y se

compone de arenisca, lutita, calizas, tobas, y andesitas corrientes (Paladines & Rosero

1996). El batolito Zamora es una tonalita equigranular a granodiorita (Salazar 1988).

Otras rocas ígneas que han sido publicados en el distrito Nambija incluyen

monzodioritas, monzonita, rhiodacita, sienita, y feldespato - cuarzo porfirítico diques y

pequeños stocks(Hammarstrom 1992; Paladines & Rosero 1996). Sin embargo, la

mayoría de estas intrusiones han sido alteradas a feldespato K, sericita, clorita, y arcilla.

Por lo tanto las composiciones originales y las edades de estas intrusiones no son bien

conocidas.

Dentro del distrito Nambija, hay una serie de skarns de oro, que han sido trabajadas por

los campesinos, incluidos los de norte a sur, Fortuna, Campana, Campanilla, Nambija,

Guaysimi, y la Sultana del Cóndor. Trabajos artesanales en Nambija se calcula que han

producido 2 millones de onzas de oro y de los recursos actuales se estima en 23

millones de toneladas (Mining Magazine 1990). Las concentraciones van desde 14 a 84

g / t de Au, con un promedio de 15-30 g / t de Au (McKelvey 1991; Hammarstrom

1992). Campanilla y Campana son similares pero de menor concentración (Mining

Magazine 1990). Dado el tamaño de grano del oro y el carácter rudimentario del aluvial

y funcionamiento artesanal, todo lo anterior las cifras de tonelaje y categoría deben

considerarse con cautela. La mayoría de skarn nidos y zonas mineralizadas se producen

en el norte y el noreste del corredor con brechas estructurales, venas, y cizallas que con

las grandes fallas paralelas. Esta zona mineralizada es 1,5 km de largo, 125 metros de

ancho, y pendientes de 34 °E (Aguirre y otros. 1985; McKelvey 1991). El más alto

grado de mineralización ocurre en la intersección de estas estructuras norte y noreste.

El hecho de que la mayor parte de la mineralización y algunos de los skarn son

estructuralmente controlados y espacialmente asociados con rocas porfíricas sugiere que

la mineralización de skarn no están relacionados con la fase principal de la granodiorita

Zamora. En lugar de ello, la formación de skarn parece estar asociado con algunas de

las más jóvenes intrusiones porfírica y se asocia con la mineralización de cuarzo

independientes que tienen un fuerte control estructural.

Hay reservas de cuarzo monzonite o riodacita porfirítica en Nambija en la mina

Tierrero 2. La población se encuentra rodeada de skarn verde de granate con una zona

feldespato K con abudante brechiación hasta el suroeste. El skarn no es rico en

sulfuros, pero la mayoría de las muestras contienen poca pirita, calcopirita, esfalerita y/o

galena-bismutinita-argentita. Espécimen de mano, tanto el granate y piroxeno son de

color verde pálido. Además, algunos de los granates son también marrón pálido y

amarillo. Ese verde pálido, amarillo granate es típico de zonas distales de skarn y es

similar al granate en muchos skarns de Zn. En la sección delgada, el granate está

fuertemente zonificado como es típico de skarn hidrotermales de granate. Hay núcleos

moderados y llantas de granos gruesos que indican múltiples pulsos de fluidos

hidrotermales y, en general, las llantas son más andraditicas que los núcleos. Casi todos



26

los granates analizados de estas indican Ad 21-72 con excepción de algunas muestras

distales con bastante andradita. Aunque no es muy anómala, la mayoría de los granates

contienen 0.5-1.5% MnO. Esto es ligeramente más espessartina componente que

normalmente se producen en el skarn de Au de granates. En caso contrario, estas

composiciones intermedias grandita son típicas de skarns de Au y sería muy inusual

para la mayoría de los sistemas de skarn de metal, incluidos Fe, Cu, Zn y Pb (Meinert1992). En contraste, todos los piroxenos son diópsido y tal piroxeno pobre en Fe son

atípicos en skarns de Au. Los piroxenos también son relativamente ricos en manganeso

(Hd 16-34 Jo 5-13), más que cualquier otro tipo de skarn de Au, pero bastante menos típico

que skarns de Zn. La combinación de alta granate: piroxeno y razones de hierro tanto

de los granate pobres y piroxenos sugiere que el sistema Nambija es a la vez oxidado y

pobres en hierro. Esto es coherente con la abundancia de minerales, composiciones, y

la relativa falta de minerales de sulfuro de hierro.

Oro en Nambija ocurre en vetas de cuarzo espacialmente asociado con skarn con

granate. Algunas de las venas de cuarzo tienen granate deformado indicando

contemporaneidad con la formación de skarn. Las inclusiones fluidas en el cuarzo sonsimples dos fases de inclusiones. No hay minerales hijos, de manera que el total de la

salinidad es <26. % peso de NaCl. Temperaturas de homogeneización no fueron

determinadas, pero la falta de reacción retrógrada con granate, tales como la formación

de epidota, sugiere que la temperatura de cuarzo veteado es relativamente alto y más

allá de la gama de mineralización de tipo epitermal.

En la mina Campana, granate de skarn marrón está cortado por vetas de cuarzo

paralelas con una textura laminado/ veteada. Esta roca registra claramente dos eventos.

La primera actividad es la formación de grano relativamente grueso de skarn con

granate con zonación óptica similar a otras muestras de Nambija (nucleos de

composición Ad40, Ad60). Piroxeno en esta muestra tiene un contenido de hierro

similares a los demás muestras de Nambija, pero el contenido de manganeso es incluso

mayor que el resto de las muestras (Hd31 Jo13). El segundo evento es una deformación

frágil en el que la roca ha sido veteada por cientos de vetas de cuarzo paralelas. Las

paredes de las venas de cuarzo coinciden perfectamente, a que la fractura frágil se

produjo sin importantes esfuerzos cortantes. En tanto las vetas de cuarzo no tienen

aparente reacción de los fluidos hidrotermales con la roca caja (granate). Las

inclusiones fluidas en el cuarzo son, en su mayoría ricos en vapor de lo que indica que

la ebullición / líquido exsolución se ha producido, probablemente debido a una súbita

reducción de la presión (causada por culpa del movimiento?). No hay minerales hijos,

de manera que el total de la salinidad es <26. % peso de NaCl. Esta textura es similara la observada en depósitos mesotermales orogénicos de oro que contienen vetas de

cuarzo de decenas a centenares de cintas cortado de la pared de roca, separados por

cuarzo.

Skarns Magnesianos de Oro La mayoría de skarns de oro son skarns cálcicos. La mayoría de skarns magnesianos se

forman de protolitos dolomíticos y muestran una mineralogía de diagnóstico que

incluye forsterita, espinela y la serpentina. Aunque una variedad de fases de espinela

pueden estar presentes, por lo general magnetita es dominante y, por lo tanto, la mayoría



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de skarns magnesianos están minadas de hierro y son relativamente fáciles de encontrar

debido a su fuerte firma magnética.

Skarn de Oro Metamórficos Muchos skarns están asociados a plutones fanerozoicos que han invadido anteriormenterocas sedimentarias no metamorfizadas (por ejemplo, Einaudi y otros. 1981). Sin

embargo, la mineralogía de skarn también ha sido descrita por varios depósitos en

cinturones orogénico mayores de skarn donde se asocia con ambos plutonismo y

metamorfismo de alta T-P. Además de estas ocurrencias plutónico/metamórficas, hay

varios depósitos de filones "mesotermales" de oro con alteración de skarn en terrenos

Precámbrico sin rocas intrusivas asociadas.

Estos sucesos son significativamente diferentes de los sistemas de skarn Fanerozoicos y

se conoce poco acerca de las relaciones geológicas de skarn de alteración o la relación

entre el oro y la mineralización de formación de skarn. Estos skarns parecen ser híbridos

con características tanto de ambiente de metamorfismo regional como plutonismo

fanerozoico. Lo que une a estos sucesos dispares es una mineralogía dominada por

componentes muy ricos en Fe y la reducción de ensamblajes incluidos granate con

importantes almandino - espessartina, hedenbergita y anfíboles ricos en Fe. En algunos

casos, parece que un protolito ricos en hierro como la formación, komatiita, o

metabasita es responsable de la inusual mineralogía. Además, estos depósitos suelen

tener una parte o la totalidad de geoquímica de Au-As-Bi-Te característica de depósitos

de skarn de oro. Estos depósitos "metamórficos" se presentan como un grupo debido a

su vínculo común a metamorfismo regional, aunque existen grandes diferencias en la

configuración geológica y geoquímica entre ellos.

Skarns de Tungsteno

Skarns de Tungsteno se encuentran en la mayoría de los continentes en asociación con

plutones calco-alcalinas en los principales cinturones orogénicos. Las principales

referencias de skarns de tungsteno son Newberry y Einaudi (1981), Newberry y

Swanson (1986), Kwak (1987), y Newberry (1998). Como grupo, skarns de tungsteno

se asocian con batolitos de grano grueso, equigranular (con diques de pegmatita y

aplita), rodeado de grandes aureolas metamórficas de alta temperatura. Estas

características son colectivamente indicativo de un ambiente profundo. Plutones con

endoskarn cerca de las zonas de contacto típicamente frescos con solamente pequeñas

cantidades de mirmakita-plagioclasa y piroxeno.

La alta temperatura de aureolas metamórficas común en el entorno de Skarn de

tungsteno contienen abundantes rocas hornfels calcosilicáticas, reacción skarns, y

skarnoide mixto formado de secuencias de carbonato-pelita. Tales minerales

metamórficos calco-silicatos, reflejan la composición y textura del protolito y se pueden

distinguir a partir de minerales de la categoría Skarn metasomático en el campo y en el

laboratorio.

Newberry y Einaudi (1981) dividen skarns de tungsteno en dos grupos: tipos reducidos

y oxidados, sobre la composición base de roca huésped (carbón versus hematita), la

mineralogía de Skarn (ferrosos versus hierro férrico), y relativa profundidad

(temperatura metamórfica y la participación de las aguas subterráneas oxigenada).



28

Skarn tempranos ensamblados de tungsteno están dominadas por hedenbergita y granate

con menor grandita asociados diseminados de grano fino, ricos en molibdeno scheelita

(powellita). Granates tardíos son subcálcicos (Newberry, 1983) con cantidades

importantes (hasta un 80% mol), de espessartina y almandino. Este granate subcálcico

está asociada a la lixiviación de los tempranos diseminados de scheelita y redeposición

como de grano grueso, a menudo controladas por vetas, de bajo molibdeno scheelita.También se asocia con la introducción de los sulfuros, como pirrotina, molibdenita,

calcopirita, esfalerita y arsenopirita hidratada y minerales como biotita, hornblenda y

epidota.

En skarns de tungsteno oxidados, andradita es más abundante que piroxeno, scheelita es

pobre en molibdeno, y fases de hierro férrico son más comunes que las fases ferrosas.

En general, los skarns oxidados de tungsteno tienden a ser más pequeños que skarns de

tungsteno reducidos, aunque las calificaciones más altas en las dos redes normalmente

están asociados con minerales hidratados y alteración retrógrada.

Skarns de cobre

Skarns de cobre son tal vez el tipo más abundante del mundo. Son especialmente

frecuentes en las zonas relacionadas con subducción orogénica, tanto en la

configuración continental y oceánica. Los principales referencias de los skarns de cobre

incluyen Einaudi et al. (1981) y Einaudi (1982). La mayoría de skarns de cobre están

relacionados con tipo-I, serie magnetita, calco-alcalinas, plutones porfíricos, muchos de

los cuales son co-genéticos a rocas volcánicas, venas en stockwork, y brechiación

fractura frágil, y la intensa alteración hidrotermal. Estas son características indicativas

de un entorno relativamente de la formación. La mayoría de skarns de cobre se forman

en las cercanías de contactos con una mineralogía relativamente dominada por

andradita. Otras fases incluyen diópsido, idocrasa, wollastonita, actinolita, y epidota.

Magnetita y hematita son comunes en la mayoría de los depósitos y la presencia de

rocas dolomíticas receptoras son coincidente con vetas de magnetita masiva que pueden

ser minadas a escala local para el hierro. Los skarns de cobre comúnmente son zonas

con masiva garnetita cerca de plutón y el aumento de piroxeno y finalmente idocrasa y/o

wollastonita cerca del contacto con el mármol. Además, granate puede ser zonado por el

color como proximales de color marrón rojizo oscuro a distal variedades verde y

amarillo. Mineralogía de Sulfuros y razones de metal también pueden ser

sistemáticamente zonado relativo a la causal del plutón. En general, la pirita y la

calcopirita son más abundantes cerca de plutón con el aumento de calcopirita y bornita

finalmente en wollastonita cerca de las zonas de contacto de mármol. En skarns de

cobre que contiene monticellita, bornita-calcocita dominante son los sulfuros de Cu-Feen lugar de pirita-calcopirita. Los mayores skarns de cobre están asociados a la

mineralización de plutones pórfido de cobre. Estos depósitos pueden exceder de 1 mil

millones de toneladas de pórfido y combinado Skarn mineral con más de 5 millones de

toneladas de cobre recuperable de Skarn. Los plutones mineralizados presentan

características de silicato de potasio y alteración sericítica que se puede correlacionar

con granate-piroxeno prógrado y epidota-actinolita retrógrada, respectivamente en el

Skarn. Intensa alteración retrograda es común en skarns de cobre y en algunos pórfidos

relacionados con los depósitos pueden destruir la mayoría de los granate y piroxeno

prógrado.

Alteración de Endoskarn de la mineralización de plutones es raro. En cambio, las

existencias estéril asociada a skarns de cobre contienen abundante epidota-actinolita-



29

clorita y menos intensa alteración retrógrada de Skarn. Algunos yacimientos de cobre

son de grano grueso, actinolita-calcopirita-pirita-magnetita, pero contienen sólo escasos

granate-piroxeno prógrado.

Skarns de Zinc-Plomo

La mayoría de skarns de zinc ocurren en el territorio continental asociados a zonas

subducción o rifting. Son minas de minerales de zinc, plomo, plata aunque zinc suele

ser dominante. También son de alto grado (10-20% Zn + Pb, 30-300 g / t Ag).

Relacionado a rocas ígneas cubren una amplia variedad de composiciones a través de

diorita a alto sílice granito. También abarcan diversos ambientes geológicos de

profundidad como batolitos a someras dique-sills complejos en la superficie de

extrusiones volcánicas. El criterio común que une la mayoría de los minerales de Skarn

de zinc distal es que se produzcan asociados a rocas ígneas. Los principales referencias

de los depósitos de Skarn de zinc incluyen Einaudi et al. (1981) y Megaw et al. (1988).

Skarns de Zinc puede subdividirse según varios criterios, entre ellos la distancia de

origen magmático, la temperatura de formación, la proporción relativa de Skarn ysulfuros, y la forma geométrica del cuerpo mineral. Ninguno de estos criterios es del

todo satisfactoria porque una fuente magmática no puede ser identificado por algunos

yacimientos, debido a que la mayoría de skarns desarrollan más de una gama de

temperaturas, y porque la mayoría de los grandes depósitos de Skarn contienen tanto

Skarn ricos en minerales y menas como Skarn pobres dentro de una variedad

geométrica incluida la configuración de mantos y chimeneas (por ejemplo Megaw,

1998). La mayoría de los distritos de Skarn de zinc aumentan el grado hacia el exterior

de la mineralización, vetas, cuerpos y sulfuros masivos que puedan contener pocos, o

ningún, minerales de skarns. Distritos explorados de forma incompleta sólo puede tener

algunas de estas zonas expuestas. Pero como ya se señaló anteriormente, la presencia de

minerales como el granate y piroxeno dentro del sistema, es importante porque indica

un entorno geoquímico restringido que es totalmente distinta de los tipos de mineral,

que también contienen minerales Zn-Pb-Ag, pero que falta absolutamente minerales de

skarn.

Además de sus contenido de metal Pb-Zn-Ag, skarns de zinc pueden distinguirse de

otros tipos de Skarn por su distintiva mineralogía rica de manganeso y hierro, por su

ocurrencia a lo largo de contactos litológicos y estructurales, y por la ausencia de

importantes aureolas metamórficas centrado en el skarn. Casi todos los skarn en esos

depósitos minerales pueden enriquecerse en manganeso incluidos granate, piroxeno,

olivino, ilvaita, piroxenoide, anfíbol, clorita, y serpentina.

En algunos yacimientos razones piroxeno:granate y el contenido de manganeso enpiroxeno aumentan sistemáticamente a lo largo de la trayectoria del flujo de líquidos.

Esta característica ha sido utilizada para identificar skarns proximal y distal y zonas

proximal y distal dentro de los depósitos de skarn. Una típica secuencia de zonación de

proximal a distal es: plutón alterado/endoskarneado, granate, piroxeno, piroxenoide, y

sulfuro/óxido de reemplazamiento de cuerpos (a veces llamados mantos y chimeneas

basada en la geometría y las costumbres locales). La presencia de zinc en skarns en

porciones distales de las principales sistemas magmáticos/hidrotermales pueden incluso

ser pequeños depósitos útiles como guías en la exploración de distritos mal expuestos.

Por lo tanto, los reportes de minerales ricos en manganeso pueden aportar pistas a los

distritos que aún no han recibido importantes actividades de exploración. Otra evidencia

de alteración hidrotermal distal relacionadas con depósitos de skarn es la aparición de



30

fracturas y estilolitos en los límites en las rocas sedimentarias más allá de los límites de

rocas calcosilicáticas minerales. Esto ha sido documentado por muchos depósitos de

Skarn diferentes (por ejemplo, Meinert et al., 1997), pero es particularmente común en

skarns de Zn.

Skarns de Molibdeno

La mayoría de skarns de molibdeno se asocian con granitos leucocráticos y la gama de

alto rango, relativamente pequeños depósitos de bajo grado. Numerosos pequeños

depósitos también se encuentran en el Precámbrico asociados a cratones estables de

pegmatita, aplita, rocas y otros leucocráticos (Vokes, 1963). La mayoría de skarns de

molibdeno contienen una variedad de metales como W, Cu, Zn, Pb, Bi, Sn, y U, y

algunos son realmente polimetálicos en varios metales que deben ser recuperados con el

fin de ser minadas económicamente. Mo-W-Cu es la asociación más común de algunos

skarns de tungsteno y skarns de cobre contienen zonas de molibdeno recuperable.

La mayoría de skarns de molibdeno se producen en arcillas carbonatadas o rocas

calcáreas clásticas. Hedenbergita piroxeno es el más común de rocas calcosilicáticas

reportadas de minerales de skarns de molibdeno con menor grandita (con menor

componente piralspita), wollastonita, anfíboles, y la fluorita. Esta mineralogía de Skarn

indica una reducción de ambiente, con actividades de alto flúor.

Skarns de Estaño

Skarns de estaño son casi exclusivamente asociados con granitos de alta sílice

producido por la fusión de la corteza continental. Las principales referencias de los

depósitos de Skarn de estaño incluyen Einaudi et al. (1981) y Kwak (1987). Skarns deestaño puede subdividirse según varios criterios, entre ellos proximal versus distal,

magnesiano versus cálcica, Skarn ricos versus skarns pobres, óxido ricos versus sulfuro

ricos, y greisen versus Skarn. Por desgracia, algunas de estas categorías se excluyen

mutuamente.

Muchos de los grandes sistemas de Skarn de estaño están zonados espacialmente de

Skarn ricos a Skarn pobres (o ausente).

Einaudi et al. (1981) hizo hincapié en que hay un hilo común que une los diversos tipos

de depósitos de Skarn de estaño y que es la característica de la suite de elementos traza

(Sn, F, B, Be, Li, W, Mo, y Rb) en el mineral y en asociaciones a rocas ígneas. Esta

suite de skarns de estaño distingue de todos los demás tipos de Skarn. Kwak (1987)

hace una nueva distinción en la que muchos depósitos de Skarn de estaño desarrollan

una alteración greisen, etapa que se superpone a la intrusión, Skarn temprana, y sin

alteraciones de carbonato. Alteración Greisen se caracteriza por la alta flúor y la

presencia de minerales como fluorita, topacio, turmalina, moscovita, grunerita, ilmenita,

y abundante cuarzo. En muchos casos esta alteración greisen destruye completamente la

alteración de etapas anteriores. De particular importancia, el estilo de alteración greisen

está ausente de todos los demás tipos de Skarn.

Hay varias características mineralógicas de skarns de estaño que deben tomarse en

cuenta. Desde un punto de vista minero, lo más importante es que el estaño puede

incorporarse a silicatos, como el granate, esfena e idocrasa, donde es económicamente

irrecuperables. Así, grandes depósitos pueden contener importantes cantidades de



31

estaño que no se pueden recuperar con la tecnología actual o previsible. Amplia

alteración retrógrada o principios de greisen puede liberar este estaño y hacer que se

precipiten en óxido o sulfuro mineral. Así, Skarn que destruye fases de alteración son

especialmente importantes en los depósitos de estaño. Como señaló Kwak (1987), el

más atractivo mineral de cuerpos se produce en la porción distal de los grandes distritos

donde Skarn de sulfuros masivos o de óxido de sustituciones se producen sin pérdidasignificativa de estaño en calco-silicatos, como el granate.

Otros tipos de Skarn

Hay muchos otros tipos de Skarn que históricamente han sido minadas o para explorar

una variedad de metales y minerales industriales. Algunos de los más interesantes

incluyen metales raros y elementos de tierras raras. REEs tienden a ser enriquecido en

determinadas fases minerales como el granate, idocrase, epidota, y allanita. Vesuvianita

y epidota con hasta un 20% REE (Ce> La> Pr> Nd) se han encontrado en algunosskarns de oro y zinc. Algunos skarns contienen concentraciones económicas de REEs y

de uranio. Concentraciones de REEs y minerales de uranio hijo en inclusiones fluidas

sugieren que estos elementos pueden ser fuertemente concentrados de alta temperatura

en fluidos hidrotermales. Esto sugiere que otros entornos metasomáticos deben

examinarse para su posible contenido de REEs y de las concentraciones de uranio.

La presencia de elementos del grupo del platino se informa, en algunos skarns. Estos

depósitos no han sido bien documentados en la literatura, y más parecen representar

metasomatismo de rocas ultramáficas. Consideraciones Geoquímicos sugieren que

PGEs podría ser transportados en condiciones muy ácidas, oxidadas. En el entorno de

Skarn esas condiciones podrían ser alcanzadas en la etapa de alteración greisen deskarns de estaño. Esta podría ser una dirección para la futura investigación y

exploración.

Geoquímica, Geofísica y técnicas de exploración de los depósitos skarn

Formación de Skarn se extiende por casi toda la gama de posibilidades de formación de

entornos minerales. La mayoría de los estudios geoquímicos de depósitos minerales se

han centrado en la fase de equilibrio, inclusiones fluidas, las investigaciones isotópicas

de las fuentes y vías de fluidos, la exploración y la determinación de niveles de fondo yde anomalía. Estudios de equilibrios de la fase experimental son esenciales para la

comprensión de las reacciones individuales de minerales. Este estudio puede ser

ampliado utilizando datos termodinámicos para incluir composiciones variables. Otro

enfoque consiste en utilizar una auto-consistente base de datos para el modelo

termodinámico de potencial formadora de soluciones Skarn. Fraccionamiento de los

elementos entre los minerales también se pueden utilizar para estimar las condiciones de

formación de Skarn. Recientemente se han incorporado estándares de tratamiento de la

fase de equilibrio de mineralogía de Skarn, junto con la dinámica de fluidos para

modelar la evolución metasomático de los sistemas de Skarn (Dipple y Gerdes, 1998).

Estudios de inclusiones fluidas de muchos tipos de yacimientos minerales como elcuarzo, carbonato, y la fluorita que contienen numerosas inclusiones fluidas, son



32

relativamente transparentes, y son estables a lo largo de una amplia gama TPX. Sin

embargo, esta amplia gama TPX puede causar problemas en la interpretación de la

inclusión de líquidos, ya que estos minerales pueden crecer y seguir entrampados de los

líquidos de alta temperatura a través de los eventos finales de baja temperatura

(Roedder, 1984). En contraste, minerales de alta temperatura de Skarn como forsterita,

diópsido, etc, no es probable que más tarde sean entrampados los fluidos a bajatemperatura (más allá de la gama de estabilidad del mineral de acogida) sin evidencia de

alteración visible. Así, inclusiones fluidas en los minerales Skarn proporcionan una

oportunidad relativamente inequívoca para medir la temperatura, presión y composición

de formadora de los fluidos.

Estudios de inclusiones fluidas han sido muy útiles en la documentación de las altas

temperaturas (> 700 ºC) y salinidades altas (> 50 wt.% equivalente de NaCl) que se

producen en muchos skarns. Salinidad en la mayoría de inclusiones fluidas son altas;

minerales hijos documentados en Skarn incluyen NaCl, KCl, CaCl2, FeCl2, CaCO3,

CaF2, C, NaAlCO3 (OH) 2, Fe2O3, Fe3O4, AsFeS, CuFeS2, y ZnS. En general, los

fluidos magmáticos tienen KCl> CaCl2 mientras que los líquidos de alto CaCl2 parecenhaber interactuado con muros de rocas sedimentarias.

Inclusiones fluidas pueden proporcionar evidencia directa del contenido de CO2

(líquido y gas), CH4, N2, H2S y otros gases en fluidos hidrotermales. Estudios de las

fases de gas y líquidos inmiscibles de inclusiones fluidas en general, muestran un

predominio de las de CO2, una variación crítica en la estabilidad de minerales. Aunque

no se han hecho estudios comparativos, parece que el CH4 es ligeramente más

abundante en la reducción que CO2, como los sistemas de skarns de tungsteno, mientras

que el CO2 es más abundantes que CH4 en sistemas oxidados como skarns cobre y de

zinc. Estudios de inclusiones fluidas en determinadas fases minerales de Skarn son

particularmente útiles en la documentación de la evolución temporal y espacial de Skarnformadora de los fluidos y de cómo se correlacionan con los cambios de composición,

datos experimentales y la termodinámica. Inclusiones fluidas también proporcionan

pruebas directas de la temperatura y la salinidad con cambio en la mayoría de los

sistemas de Skarn entre eventos de Skarn prógrado y retrógrado. Por ejemplo, la

mayoría de inclusiones fluidas de granate y piroxeno en skarns de hierro tienen

temperaturas de homogeneización de 370-700 ºC y 300-690 ºC, respectivamente, con

salinidades de hasta 50 wt. % NaCl equivalente, mientras que epidota retrograda y vetas

transversales de cuarzo tienen temperaturas de homogeneización de 245-250 ºC y 100-

250 ºC respectivamente, con salinidades de menos de 25 wt. % NaCl equivalente.

En skarns de oro, granate prógrado y piroxeno tienen temperaturas de homogenización

de hasta 730 y 695 ºC respectivamente, con salinidades de hasta 33 wt. % NaClequivalente. En cambio, escapolita, epidota, actinolita y de estos skarns las temperaturas

de homogenización son de 320-400 ºC, 255-320 ºC y 320-350 ºC respectivamente. En

skarns de tungsteno, granate prógrado y piroxeno tienen temperaturas de

homogenización de hasta 800 ºC y 600 ºC respectivamente, con salinidades de hasta 52

wt. % NaCl equivalente. En cambio, anfíbol y cuarzo de estos skarns tienen

temperaturas de homogenización de 250-380 ºC y 290-380 ºC respectivamente, con

salinidades de 12-28 y 2.5-10.5 wt. % NaCl equivalente.

Investigaciones isotópicas en particular, los isótopos estables de C, O, H, S, han sido de

capital importancia en la documentación de las múltiples fluidos presentes en la mayoría

de los grandes sistemas de Skarn. Estudios isotópicos de azufre en una variedad de



33

minerales de sulfuro (incluyendo pirita, pirrotina, molibdenita, calcopirita, esfalerita,

bornita, arsenopirite, y galena) indican una muy reducida gama de valores, en

consonancia con la precipitación de fluidos magmáticos. Para algunos de los más

distales skarns zinc, estudios de azufre isotópico indican que los fluidos mineralizantes

han adquirido azufre de las rocas sedimentarias a lo largo de la trayectoria del flujo de

fluidos. En general, las investigaciones isotópicas estables son coherentes con lainclusión de líquidos y minerales, estudios de equilibrio demuestran que la mayoría de

los grandes depósitos de Skarn se forma de diversos fluidos, incluidos los tempranos, la

alta temperatura, muy salina salmueras directamente relacionados con la cristalización

de magma. En muchos sistemas, la más alta salinidad de fluidos son coincidentes con la

deposición de sulfuro.

Aunque contenido de metales de Skarn es muy variable, concentraciones anómalas de

elementos pathfinder en zonas distales puede ser una importante guía para la

exploración. Estudios Geoquímicos de depósitos minerales han demostrado que los

depósitos de metales tienen halos de dispersión que puede ser zonificada proximal de

metales base, a través de las zonas distales de metales preciosos, al margen de Pb-Zn-Ag concentraciones de veta. Anomalías de 10 a 100 ppm para los de los metales, puede

extenderse por más de 1000 metros más allá de las zonas de Skarn proximal. La

comparación de las firmas geoquímicas entre las diferentes clases de Skarn sugiere que

cada suite tiene una característica anómala de los elementos y que los niveles de fondo

de un elemento particular en uno Skarn tipo puede ser muy anómala en otros skarns.

Algunos skarns tienen una fuerte respuesta geofísica. Casi todos los skarns son

significativamente más densos que la roca circundante y por lo tanto, puede constituir

una anomalía gravitacional o discontinuidad sísmica. Esto es particularmente evidente

en algunas de las grandes skarns de hierro que pueden contener más de mil millones de

toneladas de magnetita (gravedad específica, 5.18). Además, tanto skarns y plutonesasociados podrán formar anomalías magnéticas. Relativamente plutones oxidados

normalmente contienen magnetita primaria suficiente para formar una magnética de alta

mientras que la reducción de plutones suelen contener ilmenita en lugar de magnetita y

pueden formar una baja magnética. Skarns pueden formar un magnético de alta debido a

grandes concentraciones de magnetita o de otros minerales magnéticos tales como los

de alta temperatura Pirrotina. Desde metasomatismo de rocas dolomíticas tiende a

formar abundante magnetita, en depósitos de Skarn magnesianos, una fuerte firma

magnética pueden ser capaces de distinguir protolito original, así como la presencia de

Skarn. Pruebas eléctricas de Skarns deben interpretarse con cuidado. Ya sea sulfuros

masivos diseminados o minerales puede dar Auto potencial, EM, o respuestas magneto-

telúrico en Skarn. Sin embargo, metasomatismo de carbonato necesariamente implica laredistribución de carbono. La presencia de carbón, sobre todo si en la forma de grafito,

pueden tener respuesta de efecto eléctrico. Tal carbono inducidos por anomalías pueden

ser distantes de Skarn o no relacionadas con el mineral de cuerpo.

Algunos skarns contienen suficiente uranio y torio que se detecta por suspensión en el

aire o en pruebas en tierra radiométricas. Los estudios detallados pueden demostrar que

tales depósitos relativamente pequeños pueden ser detectados y que los distintos tipos

de skarns se pueden distinguir. A pesar de métodos como gravedad, magnéticos,

eléctricos y radiométricos han sido aplicados a los depósitos Skarn, su uso no se ha

generalizado. Debido a la variabilidad de los depósitos de Skarn, probablemente es

necesario adaptar los métodos geofísicos a los distintos tipos de depósitos o Skarn.



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