Depósitos tipo Skarn - Apuntes

Yacimientos de reemplazo metasomático (también llamados metamórficos hidrotermales, metamórficos ígneos, metamórficos de contacto, pirometasomáticos), en los cuales se han introducido cantidades de Si, Al, Fe y Mg. Las rocas se caracterizan por contener minerales calcosilicatados de Ca, Fe, Mg y Mn; como granate (andradita, grosularia, almandino), diópsido, wollastonita, tremolita-actinolita, scheelita, smectita (arcilla), clorita, epidota, talco, entre otros. La mineralización metálica asociada puede ser de W, Cu, Zn, Pb, Sn, Fe-Ca menor Au-Ag (Townley, 2001). Siendo la roca huésped típicamente secuencias calcáreas (calizas, dolomitas, entre otras). El rango general de formación de skarn es a altas temperaturas, aproximadamente de 400°-600°C, con una presión variable, formándose de 1 a varios kilómetros de profundidad. El metamorfismo de contacto provoca una zonación al afectar a la roca de caja, resultando una zona de endoskarn (minerales calcosilicatados dentro del intrusivo) y una zona de exoskarn (skarn en las rocas calcáreas). En rocas calcáreas o dolomíticas impuras se originan rocas córneanas calcosilicatadas o skarnoides (Maksaev, 2001).



Maksaev (2001) describe tres etapas en la formación de un depósito tipo skarn:
Metamorfismo isoquímico: ocurre recristalización metamórfica y cambios mineralógicos, que forman minerales calcosilicatados. Incluye el desarrollo de mármol, córneanas, cuarcitas, skarn de reacción, skarnoides, talco y wollastonita hacia la periferia.
Etapas múltiples de metasomatismo: cristalización del magma y liberación de una fase fluida. Formación de minerales anhidros a temperaturas de 400°-800°C.
Alteración retrógrada: enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperaturas más baja que la etapa anterior. Se forman minerales hidratados a partir de los minerales anhidros formados previamente, se incluyen: epidota, actinolita, clorita y otros. Existe un control estructural y una sobreimposición a la secuencia de progrado.

Figura 1. Etapas de formación de un depósito tipo Skarn (Modificado de Meinert, 1993, en Santander, 2015).


A niveles más someros el skarn tiene una extensión lateral y alteración retrógrada amplia, mientras que en profundidad son relativamente pequeños comparados a la aureola de metamorfismo. Los factores que controlan la evolución hidrotermal de los sistemas tipo skarn son:

Profundidad en la que se forman (presión).
Estado de oxidación del magma (fugacidad del oxígeno).
Grado de diferenciación del magma (cristalización fraccionada).
Tiempo de separación del fluido (fase volátil del magma respecto a la cristalización del plutón).




Figura 2. Marcos geotectónicos donde ocurren los depósitos tipo Skarn, dada la presencia de secuencias calcáreas e intrusiones dependiendo la mineralización de la composición del magma relacionado al ambiente particular (Modificado de Meinert, 1983, en Meinert, 2005).

Tabla 1. Minerales anhidros desde granate hasta piroxenoide, mientras que minerales hidratados desde anfíbol hasta vesuvianita, prehnita, entre otros (Meinert, 1992).







Figura 3. Etapas de formación de un depósito tipo Skarn (Evans. 1993).

La subclasificación más usada es por mena, reconociéndose, skarn de Sn, skarn de W, skarn de Cu y skanrs de Zn-P (Maksaev, 2001).

Skarn de Sn

Asociados a granitos típicamente alcalinos (tipo “S”) en ambientes intrusivos intracontinentales. Poseen trazas de F, Rb, Li, Be, W y Mo. Poseen bajo contenido de sulfuros y altos contenidos de óxidos de mena. Son de pequeño volumen y baja ley.

Skarn de W

Ocurren en ambientes de margen continental, relacionados a magmas de subducción del tipo “I” de composición granodiorítica y cuarzo-monzonítica. Asociados a intrusivos relativamente profundos. Pueden gradar a skarn de Cu.

Skarn de Cu

Asociados a ambientes de margen continental, relacionados a magmas calcoalcalinos del tipo “I”, específicamente stocks y pórfidos granodiorítico/dacíticos y cuarzo monzoníticos. Tienen alto contenido de granates y una alta razón granate/piroxeno. Se observa también un alto contenido magnetita-hematita. Los sulfuros típicos son pirita, calcopirita y menor bornita y esfalerita. Se forman a temperatura entre 500° y 300°C. En el caso de skarn de Cu asociado a un sistema del tipo pórfido cuprífero, existe relación entre los eventos de alteración metasomática de skarn y la evolución de alteración del pórfido. La alteración retrograda se superpone a la prograda, siendo muy destructiva. Se caracteriza por tremolita-actinolita, smectita, siderita, calcita, talco, epidota, clorita, con óxidos y/o sulfuros de fierro.

Skarn de Zn-Pb

Cuerpos mineralizados de reemplazo metasomático de posición y relación variable con respecto a un intrusivo, pero siempre distales. Ocurren en márgenes continentales de subducción relacionados al menos con fuentes de fluido hidrotermales a intrusivos granodioríticos y cuarzo monzonitas calcoalcalinas del tipo “I”. La mineralogía skarn prograda está dominada por piroxenos (razón granate/piroxeno bajo) de composición Ca-Fe y Mn. Los sulfuros están asociados con los piroxenos. La alteración retrograda está caracterizada por ilvaita (Mn), anfibolas (actinolita-tremolita) y clorita. De acuerdo a su posición y relación con intrusivos existe una subclasificación de estos en:
Cercanos a batolitos, de ambiente profundo.
Cercanos a stocks epizonales con amplio desarrollo de skarn (350° y 500°C).
Distales a la fuente ígnea.
Vetas de carbonatos con minerales de Mn calcosilicatados. Temperatura bajo los 300°C.
El potencial de mineralización será dependiente de la profundidad y porcentaje de cristalización del magma relacionada (mayor potencial aquellos skarns de carácter epizonal).



Figura 4. Modelo de alteraciones mineralogicas y depósitos relacionados (Sillitoe, 2010).

Referencias:

Evans, A.M. 1993. Ore Geology and Industrial Minerals: An Introduction 3rd ed. Blackwell Publishing
Maksaev, V. 2001. Curso Metalogénesis.
Meinert, L.D. 1983. Variability of skarn deposits – guides to exploration. In: BOARDMAN, S.J. (eds), Revolution in the Earth Sciences. Kendall-Hunt Publishing, Dubuque, Iowa, 301–316.
Meinert, L. D. 1992. Skarns and skarn deposits. Geoscience Canada, 19(4).
Meinert, L.D. 1993. Igneous petrogenesis and skarn deposits. In: KIRKHAM, R.V., SINCLAIR, V.D., THORPE, R.I., DUKE, J.M. (eds), Mineral Deposit Modelling. Geological Association of Canada, Special Puplications ON 40, pp. 569–583.
Meinert L.D., Dipple G.M., Nicolescu S. 2005. World skarn deposits. Econ Geol 100th Ann Vol: 299–336.
Santander, Y. 2015. Depósitos Tipo Skarn. Laboratorio de Génesis de Depósitos Minerales. Universidad Andrés Bello.
Sillitoe, R. H. 2010. Porphyry copper systems. Economic Geology, 105(1), 3-41.
Townley, B. 2001. Metalogénesis: Hidrotermalismo y Modelos de Yacimientos. Geología Económica. Departamento de Geología, Universidad de Chile.