Dep sitos tipo skarn

DEPÓSITOS DE TIPO SKARN
Es una vieja palabra de la minería sueca que se refiere a una ganga de silicatos (Anfíboles,
piroxenos, granates, etc.) de ciertos depósitos de hierro y sulfuros de edad Arcaica, particularmente
aquellos que han reemplazado calizas y dolomitas con introducción de grandes cantidades de Si, Al,
Fe y Mg, algunos lo usan como sinónimo de tactita.
Se refiere a una asociación de silicatos de calcio y metales asociados, cuyo origen es el resultado de
procesos que involucran un reemplazamiento metasomático e hidrotermal, también llamados
pirometasomáticos, relacionados en tiempo y espacio al enfriamiento de cuerpos ígneos ácidos a
intermedios, y a la acción de las emanaciones magmáticas que reaccionan con la roca de caja
carbonatada.
Forma y tamaño
Los depósitos son relativamente pequeños; las zonas de mena y los volúmenes de mineral en los
skarn se suelen distribuir de manera irregular y altamente variada alrededor de los centros de
actividad ígnea. Incluye cuerpos estratiformes y tabulares, pipas verticales y lentes estrechos y
zonas irregulares de mena que son controladas por los contactos intrusivos.
Mineralogía
La mineralogía de éstos depósitos varía ampliamente, así que las generalizaciones deben mirarse
con precaución. Estos son la primera fuente mundial de tungsteno, grandes productores de cobre,
hierro, molibdeno y zinc y una fuente menor de cobalto, oro, plata, plomo, bismuto, estaño, berilio y
boro. Son fuente de minerales industriales tales como grafito, asbesto, wollastonita, magnesita,
flogopita, talco y fluorita.
Los principales minerales de mena (altamente variables de un depósito a otro) son: Molibdenita,
magnetita, esfalerita, galena, calcopirita, bornita, pirita, arsenopirita, marcasita wolframita y
scheelita. Entre los menores están pirrotina, casiterita, hematites, oro y sulfosales de bismuto y plata.
Los minerales de ganga están representados por granates, piroxenos, olivino, piroxenoide, anfíboles,
epidota y plagioclasa.
Rocas asociadas
Los skarns se desarrollan mejor en los bordes de masas intrusivas de composición intermedia, de
dimensiones moderadas, tales como granodioritas y monzonitas. Adyacentes al contacto, en rocas
relativamente no reactivas como las cuarcitas pueden no tener ningún cambio, mientras que otras
como las calizas pueden ser alteradas varios kilómetros.
En las aureolas metamórficas bien desarrolladas que se encuentran en las rocas carbonatadas, se
pueden generar zonas estrechas o amplias de skarn. Las nuevas rocas que se forman son
generalmente de grano muy fino y se denominan hornfelsas. El proceso que se da es esencialmente
isoquímico: El sistema es cerrado y no se presenta transporte significativo de material.
Cuando la roca de caja está compuesta por calcita, dolomita y minerales arcillosos, se pueden
formar skarns de grano grueso. Los skarns en calizas se caracterizan por la generación de minerales
ricos en calcio tales como grosularia o andradita, wollastonita, tremolita, epidota y hedenbergita
(piroxéno de Ca-Fe); en las dolomitas es más típico el desarrollo de serpentina, diópsido y otros
minerales comparativamente ricos en magnesio.
Ca
Mg
Serpentina.
Mg6(OH)8Si4O10
Grosularia.
Ca3Al2(SiO4)3
Wollastonita.
CaSiO3
Diópsido.
CaMgSi2O6
Tremolita.
Ca2Mg5((OH F)Si4O11)2
Forsterita
Mg2SiO4
Hedenbergita
CaFeSi2O6
Epidota
Ca-Fe-Al-Si
Las rocas de carbonato puro cerca al contacto de skarn están marmorizadas, son de grano grueso y
muchas veces se presentan blanqueadas. Las areniscas recristalizan a cuarcitas, aunque se
consideran generalmente no reactivas a menos que tengan material arcilloso o calcáreo y los
esquistos a corneanas de contacto. En las secuencias clásticas, el metamorfismo puede ser amplio
donde la masa intrusiva corta lutitas, produciendo en ellas un endurecimiento y originando rocas
sacaroidales y densas denominadas cornubianas.
Clasificación.
1)De acuerdo con el tipo de material primario y de la asociación de silicatos cálcicos dominantes, se
tienen:
a) Skarn magnesiano si la roca reemplazada es dolomita y los silicatos son magnesianos
(forsterita, serpentina y diópsido).
b) Skarn cálcico si la roca reemplazada es caliza y los silicatos son de Fe-Ca (andradita,
hedenbergita, grosularia, wollastonita, tremolita, epidota).
2) De acuerdo a los elementos metálicos de interés económico se tiene:
Skarn de hierro
Skarn de wolframio
Skarn de plomo-zinc
Skarn de cobre
Skarn de estaño
Skarn de molibdeno
Siendo más comunes los cuatro primeros.
3) Meinert, 1995. Propone una categoría adicional. Los skarn de oro, estos cuando tienen altos
tenores incluyen minerales de silicato de calcio granate y piroxéno (diópsido a hedenbergita),
feldespato de potasio, biotita, apatito, esfena y sulfuros como arsenopirita, pirrotina, marcasita y
pirita.
Ambiente tectónico
Los depósitos de skarn pueden ser ubicados dentro de ambientes especiales y en el marco de la
tectónica de placas.
♦ Los tipos de rocas ígneas máficas de ambientes de arcos de islas oceánicos producen skarns
ricos en hierro (magnetita) con contenidos de cobre, cobalto y oro.
♦ Los magmas calcoalcalinos silícicos a intermedios de márgenes continentales producen en los
ambientes mesoabisales skarn de w y pequeños skarn de Zn y en los hipoabisales skarn de
hierro, cobre, molibdeno, plomo y zinc.
♦ Los magmas graníticos más evolucionados de ambientes continentales postorogénicos
producen skarns de Sn, W, Mo, Zn, Fe y Be.
♦ Otro tipo de skarn que se forma en ambientes de arco principales son los de metales básicos
(cobre). Estos depósitos se suelen encontrar dentro de los arcos asociados a intrusivos
portadores de mineralizaciones de pórfidos cupríferos. Estos depósitos se forman a niveles
menos profundos que los de wolframio.
Edad. Son principalmente mesozoicos, pero pueden ser de cualquier edad.
Génesis y temperaturas de formación
Con base en el análisis de inclusiones fluidas la temperatura de formación de los skarn de scheelita
están por encima de los 500ºC, mientras que en los metales básicos el rango estaría de 500-350ºC.
Los metales están asociados a fluidos de origen magmático, aunque las aguas meteóricas pueden
ser importantes especialmente al final de la actividad hidrotermal causando alteración retrograda y
quizás redistribución de los minerales de la mena, un efecto más marcado en los skarn de sulfuros
que en los de scheelita.
En general dos rangos de temperatura acompañan a los skarn de sulfuros: El primero es de alta
temperatura que causa el desarrollo de los silicatos zonados de calcio, el segundo el más bajo a
consecuencia del cual hay la metalización de los sulfuros.
Pilipenko, (199? ), plantea que la temperatura de formación de los depósitos de skarn se encuentra
entre 1200 °C y 250 °C, Einaudi, 1981, propone como temperatura inicial entre 400-650°C; otros
autores plantean temperaturas iniciales de 900°C y temperaturas finales entre 50-100 °C.
La génesis de éstos depósitos se resume en tres etapas que son:
En la etapa A (Figura 12), el emplazamiento inicial del magma desplaza las aguas subterráneas y
produce una aureola metamórfica y localmente un skarn de reacción.
En la etapa B los fluidos magmáticos generados por el magma cristalizado forman exoskarn
(exogranítico) en las calizas al contacto con el intrusivo y en las fallas y localmente endoskarn
(perigranitico). Algunos cuerpos de sulfuros de reemplazamiento en la periferia de las calizas se
forman simultáneamente.
Finalmente durante la etapa C, al producirse el enfriamiento del sistema, hay la influencia progresiva
de las aguas meteóricas, se origina así la alteración sericitica del intrusivo, la alteración retrógrada
del skarn y las cornubianas, hay además el reemplazamiento sulfuro-sílice-carbonato a lo largo de
las estructuras mayores y en los planos de estratificación de las calizas.
Figura 12. Etapas de formación de un depósito de tipo Skarn. (Tomado de Evans. 1993)
El término de alteración retrograda se refiere a un estado de alteración en el cual los minerales de
mayor temperatura, generalmente anhidros son reemplazados por minerales de baja temperatura
generalmente hidratados. La mineralogía retrograda de un skarn en la forma de epidota, anfiboles,
clorita y otras fases hidratadas enmascara la secuencia de zonación prograda. La alteración
retrograda es mas intensa y mas penetrativa en sistemas de skarn poco profundos.
La terminología utilizada para referirse a los efectos metamórficos-metasomáticos a ambos lados
del contacto entre el intrusivo y la roca caja es: endoskarn y exoskarn. El primero se refiere a los
cambios en el lado ígneo, y el segundo a los cambios que se presentan en la parte distal del skarn
(Parte sedimentaria). En los endoskarn generalmente se incluyen el granate y la epidota como
indicadores de la proximidad al ambiente rico en Ca-Fe.
Se desarrolla una textura de tipo ígneo en el endoskarn y de granuda a fina en el exoskarn. El
exoskarn usualmente presenta zonación, tanto de los silicatos como de las zonas de mena. Figura
13.
Figura 13. Zonación de la asociación de minerales en el depósito de Ely, Nevada. El ancho de las
zonas es esquemático y la densidad de los achurados indica la cantidad relativa de andradita (And)
y el estado de sulfuro arcilla. (Tomado de Evans, 1993)
Ejemplos. La mina San Diego en Frontino - Antioquia. Mina Vieja y mina Río Frío en Payandé
(Tolima) presenta mineralización en skarn producida en el contacto de calizas jurásicas de la
formación Payandé y cuerpos granodioríticos jurásicos. Otros ejemplos son los skarns de los
batolitos de la Sierra Nevada y Aconchí en Norteamérica, en Japón, Filipinas e Indonesia, donde los
intrusivos calcoalcalinos encuentran una roca caja rica en carbonatos en un ambiente de arco de
margen continental.
Skarn de Wolframio, asociados a cúpulas y batolitos granodioríticos de gran espesor, se encuentran
en los terrenos de arco principal en la región occidental de México y Estados Unidos. Su desarrollo
es a profundidades de 5 Km. Hay en estos ciertas zonaciones que muestran hacia la zona más
alejada del contacto, dentro de mármol, la presencia típica de wollastonita con algo de grosularia,
idocrasa y diópsido. Cerca al contacto hay zonas de granate (andradita-grosularia), diópsido hedenbergita y scheelita, y finalmente adyacente al intrusivo, un skarn de hornblenda con
hornblenda-plagioclasa-microclina, magnetita y scheelita.
Desde el punto de vista económico, las concentraciones de metales y los volúmenes de mineral de
los depósitos de skarn son muy irregulares. Tabla 11.
Mineral
Hierro
Wolframio
Cobre
Plomo-Zinc
Molibdeno
Estaño
Volumen (Mill. Ton)
2-10 ó 40-300
1-22
1-50 ó 50-600
20
10
20-30
Tenor (%)
30-60
0.5-1.6
1
4-18 (Zn) 1-10 (Pb)
0.5-1
0.1-0.7
Tabla 11. Volumen y tenor de los skarn de acuerdo al mineral de mena producido.
Métodos de exploración. Métodos magnéticos, electromagnéticos, gravimetría, y anomalías de
polaridad inducida.
La siguiente es una versión de un documento acerca de skarns. Meinert (1992)
1.Definiciones
2.Mineralogía de un skarn
3.Evolucion de los skarns en tiempo y espacio
1. Definiciones
Hay muchas definiciones y usos de la palabra "skarn". Los skarns se pueden formar por
metamorfismo regional o por metamorfismo de contacto. Y de una variedad de procesos
metasomáticos incluyendo fluidos de origen magmático, metamórficos, meteóricos y/o marinos. Ellos
se encuentran adyacentes a los plutones, a lo largo de fallas y de las principales zonas de cizalla, en
sistemas geotermales someros, en el fondo del mar, y en la parte inferior de la corteza terrestre en
terrenos metamórficos enterrados a profundidad. Lo que une todos estos diversos ambientes y lo
que defina una roca como un skarn, es la mineralogía. Esta mineralogía incluye una amplia variedad
de silicatos cálcicos y minerales asociados, pero usualmente esta dominada por granate y
piroxenos.
Los skarns pueden ser subdivididos de acuerdo a varios criterios. Exoskarn y endoskarn, son
términos muy comunes usados para indicar los cambios mineralógicos generados en el protolito
sedimentario o el ígneo respectivamente. Skarn cálcico y magnesiano se usan para describir la
composición dominante del protolito y los minerales de skarn resultantes. Tales términos pueden
combinarse, como en el caso de los exoskarn magnesianos los cuales contienen forsterita, diópsido
formados por metamorfismo de una dolomita.
Hornfelsa (cornubiana) silicato cálcica es un término descriptivo usado muy a menudo para las rocas
silicato cálcicas que presentan granos relativamente muy finos, que resultan del metamorfismo de
unidades de carbonatos impuras tales como caliza arenosa o shales calcáreos. Los skarns de
reacción se pueden formar de metamorfismo isoquímico de unidades finamente intercaladas de
shales o carbonatos donde la transferencia metasomática de componentes entre las litologías
adyacentes puede ocurrir en una escala pequeña (Quizás centímetros). (Vidale, 1969; Zarayskiy et
al, 1987). Skarnoide es un término descriptivo para rocas de silicatos cálcicos los cuales presentan
granos relativamente finos, pobres en hierro, y los cuales reflejan, al menos en parte, el control
composicional del protolito (Korzkinskii, 1948; Zharikov, 1970). Genéticamente skarnoide es el
término intermedio entre una hornfelsa de metamorfismo puro y un skarn de textura granuda de un
proceso de metasomatismo puro.
Para todos los términos precedentes, la composición y textura del protolito, tiende a controlar la
composición y textura del skarn resultante. En contraste los depósitos de skarn más importantes
económicamente resultan de una transferencia metasomática a gran escala, donde la composición
de los fluidos controla el skarn resultante y la mineralogía de la mena. Esta es la imagen que la
mayoría de las personas tienen de el "Clásico" depósito de skarn. Einaudi et al. (1981) advierten
que las palabras "skarn" y "depósitos de skarn" son usadas estrictamente en un sentido descriptivo,
basadas en la documentación mineralógica y libre de interpretaciones genéticas.
No todos los skarn tienen mineralización económica; los skarn que contienen minerales de mena
son llamados depósitos de skarn. En la mayoría de los grandes depósitos de skarn, el skarn y los
minerales de mena resultan del mismo sistema hidrotermal aún cuando pueden haber significativas
diferencias en la distribución en tiempo y espacio de la distribución de éstos minerales en una escala
local. Aunque raro, es además posible que se forme un skarn por metamorfismo de depósitos de
mena preexistentes tal como lo sugerido en Aguilar, Argentina (Gemmell et al., 1992), Franklin
Furnace, USA (Johnson et al., 1990), y Broken Hill, Australia (Hodgson, 1975).
2. Mineralogía de un skarn
La mineralogía es la clave para reconocer y definir los skarns, es inclusive crítica para lograr el
entendimiento de su origen y diferenciar los depósitos económicamente explotables de los que no
presentan interés económico. La mineralogía de un skarn, es mapeable en el campo y sirve como el
"ensanchador" del halo de alteración alrededor del cuerpo de mena potencial. Ya que la mayoría de
los depósitos de skarn presentan zonación, el reconocimiento de las características de la alteración
distal puede ser críticamente importante en los estados iniciales de la exploración. Los detalles de la
mineralogía y la zonación, pueden ser usados para la construcción de modelos específicos para
exploración tanto como desarrollo de modelos útiles en programas de exploración regional.
Aunque muchos de los minerales de los skarns, son minerales formadores de las rocas típicas,
algunos son menos abundantes y la mayoría tienen variaciones composicionales las cuales pueden
brindar información significativa acerca del ambiente de formación (por ejemplo, piroxenos,
escapolita etc.). La tabla 12, presenta una lista de los minerales de skarn más comunes y sus
composiciones terminales. Algunos minerales tales como el cuarzo y la calcita están presentes en la
mayoría de los skarns. Otros minerales tales como la humita, periclasa, talco, flogopita, serpentina y
brucita son típicos de skarn magnesianos pero están ausentes en la mayoría de los otros tipos de
skarn. Adicionalmente, hay muchos minerales de estaño, boro, berilio, y flúor los cuales son muy
restringidos para la paragénesis, pero son muy importantes localmente.
Falta anexar tabla 12.
La llegada de las modernas técnicas de análisis, particularmente la microsonda electrónica, hace
relativamente fácil determinar con seguridad las composiciones de los minerales. Y usar los nombres
precisos de los minerales, no sus miembros terminales. Sin embargo los nombres mineralógicos,
deben ser usados correctamente, por ejemplo, la secuencia piroxéno, clinopiroxeno, clinopiroxeno
cálcico, piroxéno diopsídico, y diópsido son términos más específicos. Infortunadamente es muy
común en la literatura geológica para los miembros terminales específicos, tales como diópsido,
usarse cuando todo esto es conocido acerca del mineral en cuestión que podría ser piroxéno.
Zharikov (1970) fue quizás el primero en describir las variaciones sistemáticas en la mineralogía de
un skarn entre las principales clases. El usó el equilibrio de fases, compatibilidades minerales, y
variaciones composicionales en series de soluciones sólidas para describir y predecir asociaciones
minerales características para diferentes tipos de skarn. Sus observaciones han sido extendidas por
Burt (1972) y Einaudi et al. (1981) para incluir una amplia variedad de tipos de depósitos y las
variaciones mineralógicas entre los diferentes tipos. Los minerales que son mas útiles tanto para la
clasificación como para la exploración, son los granates, piroxenos y anfíboles, los cuales están
presentes en todo tipo de skarn y muestran una marcada variación composicional. Por ejemplo, el
piroxéno manganífero, johanesita, se encuentra casi exclusivamente en skarns productores de zinc.
Su presencia, es definitiva en este tipo de skarn.
Cuando se tiene información composicional disponible, es posible denotar una composición de
minerales en términos de porcentaje de moles de los miembros finales. Por ejemplo, un piroxéno
que contiene 70 moles por ciento de hedenbergita, 28 moles por ciento de diópsido y 2 moles por
ciento de johanesita podría ser referenciado como Hd70Di28Jo2. En muchos sistemas de skarn, la
variación en el contenido de hierro es el parámetro mas importante y así, muchos minerales se
describen simplemente por su miembro final de hierro, por ejemplo Hd10 o Ad90. Gran cantidad de
información composicional puede ser resumida gráficamente. Diagramas triangulares son usados
para expresar variaciones de minerales composicionalmente complejos tales como granate y
piroxéno.
Los anfíboles son más difíciles de describir gráficamente porque ellos tienen variaciones tanto
composicionales como estructurales. Las principales diferencias entre los anfíboles en los diferentes
tipos de skarns son variaciones en la cantidad de Fe, Mg, Mn, Ca, Al, Na y K. Anfíboles en skarns
de Au, W, y Sn son progresivamente más alumínicos (actinolita - hastingsite - hornblenda), los
anfíboles en skarns de Cu, Mo, Fe, son progresivamente más ricos en hierro en las series tremolita actinolita, los anfíboles en los skarns de zinc son ricos en Mn y deficientes en Ca, variando desde
actinolita a danemonita. Para un depósito de skarn específico o grupo de skarns las variaciones
composicionales en fases minerales menos comunes, tales como idocrasa, bustamita, u olivino
pueden brindar información para entender los patrones de zonación o petrogénesis regional, (Giere,
1986; Agrell y Charnely, 1987; Silva y Siriwardena, 1988; Benkerrou y Fonteilles, 1989).
3. Evolución de los skarns en tiempo y espacio
Como fue reconocido por los primeros investigadores de los skarns (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 depósitos de skarn hay una transición desde el
metamorfismo distal/temprano resultando en hornfelsa, skarn de reacción, y skarnoide, hasta
metasomatismo proximal/tardío resultando un skarn de mena con textura relativamente granuda.
Debido a los fuertes gradientes de temperatura y celdas de gran circulación de fluidos causadas por
la intrusión de un magma (Norton, 1982; Salemink y Schuiling, 1987; Bowers et al., 1990), el
metamorfismo de contacto puede ser considerablemente más complejo que el modelo simple de
recristalización isoquímica invocado típicamente para metamorfismo regional. Por ejemplo, de
diversos fluidos circulando a través de una fractura en un protolito relativamente simple de carbonato
pueden resultar varias reacciones diferentes. Así, de los fuertes gradientes termales comunes en la
mayoría de ambientes de rocas plutónicas resultan completas aureolas metamórficas complejas con
transferencia metasomática a pequeña escala como evidencia de la reacción de skarns y
skarnoides.
Muchos fluidos metasomáticos complejos, con la posible adición de componentes magmáticos tales
como Fe, Si, Cu, etc., producen una serie continua entre los procesos puramente metamórficos y los
puramente metasomáticos. Este metamorfismo temprano y el metasomatismo continuado a
relativamente altas temperaturas (Wallmach y Hatton, 1989, describen temperaturas > 1200 °C) son
seguidos por alteración retrógrada a medida que la temperatura desciende. Un enlace entre el
espacio y el tiempo es un tema común en depósitos minerales y requiere una interpretación
cuidadosa de las características que pueden ocurrir solamente en un lugar particular (Barton et al.,
1991).
Uno de los controles más importantes en el tamaño, geometría y estilo de alteración del skarn, es la
profundidad de formación. Estudios geobarométricos cuantitativos usan el equilibrio de los
minerales (Anovitz y Essene, 1990), inclusiones fluidas (Guy et al., 1989) o una combinación de
ambos métodos (Hames et al., 1989) para estimar la profundidad del metamorfismo. Los métodos
cualitativos incluyen reconstrucciones estratigráficas o geológicas e interpretación de texturas
ígneas. Observaciones simples de márgenes de enfriamiento, tamaño de grano del pórfido,
morfología del plutón y presencia de brechamiento y rocas quebradizas permiten establecer
distinciones de campo entre ambientes relativamente superficiales y profundos.
El efecto de la profundidad en el metamorfismo es una función de la temperatura de la roca caja,
antes, durante y después de la intrusión. Asumiendo un gradiente geotermal promedio para una
zona orogénica de cerca de 35° C por kilómetro (Blackwell et al., 1990) la temperatura de la roca de
caja antes de la intrusión a los 2 km. sería de 70° C mientras que a los 12 km. sería de 420° C. Así,
con el flujo de calor adicional aportado por la actividad ígnea, el volumen de roca afectado por
temperaturas en el rango de 400-700° sería considerablemente grande y mayor en un skarn
profundo, que en un skarn somero. Adicionalmente, temperaturas mayores, podrían afectar la
historia de cristalización de un plutón así como minimizar la cantidad de alteración retrograda de los
minerales de skarn.
A una profundidad de 12 km. las temperaturas son de aproximadamente 400°C, los skarns no
pueden enfriarse por debajo de la temperatura de estabilidad del granate y el piroxéno sin un
subsecuente "uplift" u otros cambios tectónicos. La gran extensión e intensidad del metamorfismo en
profundidad puede afectar la permeabilidad de las rocas de caja y reducir la cantidad de carbonato
disponible para la reacción con fluidos metasomáticos. Un caso extremo es descrito por Dick y
Hodgson (1982) en Cantung, Canadá, donde la "Caliza Swiss Cheese " fue casi enteramente
convertida en una hornfelsa de silicato cálcico durante el metamorfismo previo a la formación del
skarn. El skarn formado de los pocos remanentes de caliza tiene uno de los más altos tenores de
tungsteno conocidos en el mundo. (Mathiason y Clark, 1982).
La profundidad de la formación de los skarns también afecta las propiedades mecánicas de la roca
caja. En un ambiente de skarn profundo, las rocas tienden a deformarse de una manera dúctil en
lugar de fracturarse. Los contactos intrusivos con rocas sedimentarias en profundidad tienden a ser
desde subparalelos hasta estratiformes; el plutón intruye a lo largo de planos estratificados y las
rocas sedimentarias se pliegan o fluyen hasta que ellas están alineadas con el contacto intrusivo.
Ejemplos de skarns para los cuales la profundidad estimada excede los 5-10 km. incluyen Pine
Creek, California (Brown et al., 1985) y las montañas Osgood, Nevada (Taylor, 1976). En depósitos
tales como esos, donde los contactos intrusivos son planos subparalelos hasta estratificados, los
skarn generalmente se confinan a una estrecha, pero verticalmente extensa, zona. En Pine Creek, el
skarn, es de menos de 10 m de ancho pero localmente excede un kilómetro en longitud y extensión
vertical (Newberry, 1982).
Así, los skarns formados a grandes profundidades pueden ser vistos como un anillo estrecho de
tamaño pequeño respecto al plutón asociado y su aureola metamórfica. En contraste, las rocas de
caja a profundidades someras tienden a deformarse por fracturamiento y a fallarse en lugar de
plegarse. En la mayoría de los 13 skarns relativamente someros estudiados por Einaudi (1982 a), los
contactos intrusivos son extremadamente discordantes respecto a la estratificación y el skarn corta a
lo largo de la estratificación y reemplaza masivamente las capas favorables, igualando o excediendo
el tamaño (expuesto en superficie) del plutón asociado. El fuerte hidrofracturamiento asociado con
las intrusiones de un nivel somero incrementa en alto grado la permeabilidad de la roca de caja, no
solamente para fluidos metasomáticos ígneos, sino también para los fluidos meteóricos posteriores,
posiblemente mas fríos, (Shelton, 1983). La influencia de las aguas meteóricas y la consecuente
destrucción de los minerales de skarn durante la alteración retrograda es una de las características
distintivas de la formación de un skarn en un ambiente superficial.
Los skarn más superficiales (y más jóvenes) conocidos se están formando actualmente en sistemas
geotérmicos (McDowell y Elders, 1980; Cavarretta et al., 1982; Cavarretta y Puxeddu, 1990) y
fuentes termales en el fondo del mar (Zierenberg and Shanks, 1983). Estos skarns representan la
expresión distal de la actividad magmática y las rocas ígneas expuestas (por perforaciones)que son
delgados diques y silos con bordes de enfriamiento y una masa de roca desde granos muy finos
hasta afanítica.
El grado al cual un estado de alteración particular es desarrollado en un skarn específico,
dependerá del ambiente geológico local de formación. Por ejemplo el metamorfismo probablemente
será más intenso y de alto grado alrededor de un skarn formado a relativamente grandes
profundidades en al corteza que uno formado en condiciones más someras. A la inversa, la
alteración retrograda durante el enfriamiento, y posible interacción con las aguas meteóricas será
más intenso en un skarn formado en profundidades relativamente someras en la corteza terrestre
que comparado con uno formado a grandes profundidades. En los skarns más profundos, las rocas
carbonatadas se pueden deformar de una manera dúctil mas que a través de rocas quebradizas,
con estratos paralelos al contacto intrusivo; en sistemas más someros lo contrario puede ser cierto.
Estas diferencias en el estilo estructural afectarán el tamaño y la morfología de los skarn. Así, la
composición de la roca de caja, la profundidad de formación y el emplazamiento estructural serán
causa de variaciones de los modelos clásicos de depósitos tipo skarn idealizados.