Introducción Los depósitos tipo VMS han sido anteriormente clasificados por su composición mineralógica, por su ambiente geológico o la composición de la roca huésped. Sin embargo, debemos tener en cuenta que una clasificación composicional es útil para valores anómalos muy específicos, (Ej. casos del oro y/o plomo). Con respecto a una clasificación geológica, esta puede dar algunos alcances sobre los criterios de exploración para este tipo de yacimiento, aunque la escala y calidad de datos, son solo dos aspectos (algunas veces inseguros) con que se cuenta para establecer los parámetros geológicos correspondientes, haciendo esta interpretación más difícil. Sin embargo las características geológicas de los depósitos, han servido como patrones indicadores del proceso de formación de los mismos. Por ejemplo, el hecho de encontrar una alteración de las pipas (chimeneas) en la base de las secuencias de estos depósitos, tiene una relación directa con el proceso de mineralización. Cerca del 80% de los depósitos tipo VMS están relacionados a arcos, el 20% restante se relaciona al ambiente geológico, de este ultimo algunos se ubican en cuencas tipo rift marginales y otras en las dorsales mezo-oceánicas. Los depósitos tipo VMS se clasifican en 5 tipos, los cuales presentan un tipo de composición y alteración, característica de cada uno, de los cuales los primeros tres se encuentran en rocas volcánicas y los otros dos en rocas sedimentarias (Tabla 1) Tipo 1 – Secuencias Volcánicas Bimodales Maficos Depósitos formados en zonas de subducción sobre el fondo oceánico. Conformados principalmente por rocas basálticas aunque pueden formarse rocas felsicas hasta un 25%. También pueden encontrarse estratos sedimentarios dentro de unidades clásticas de intraflujo, y rocas epiclasticas proximales, los estratos piroclasticos están subordinados a flujos, con basaltos en almohadillas, flujos felsicos y flujos domicos. Las temperaturas deben ser mayores de 380°C. Tipo 2 – Secuencias Volcánicas Bimodales Felsicos Relacionado a la zona de subducción oceánica. Esta conformado principalmente por rocas felsicas (35% – 70%), el resto son los basaltos. Aunque las rocas sedimentarias son más abundantes, siguen predominando los piroclastos marinos; las rocas máficas son generalmente andesitas vesiculares y hialoclastitas. El ambiente donde se forman es de aguas someras y la temperatura es aproximadamente 300³C. Tipo 3 – Ofiolitas Volcánicos Maficos Conformado por rocas volcánicas en secuencias ofioliticas y/o basálticas. Aunque las ofiolitas son generalmente descritas como de ambientes de dorsales mezo-oceánica, Roberts (1990) ofrece evidencias de que él deposito tipo Cyprus asociado a ofiolitas ha sido formado en una zona de subducción intra-oceánica. Tipo 4 – Besshi o Retro-Arco La secuencia son sedimentos y basaltos en cuencas de retro-arco. Constituido por rocas volcánicas felsicas y/o sedimentarias, aunque estas ultimas en menor porcentaje. Los sedimentos son pelitas de aguas profundas, wacke y cuarcitas. 1 Tipo 5 – Siliciclastos felsicos Depositados en cuencas de arcos maduros o retro-arco. Conformados por rocas volcánicas felsicas y/o sedimentarias, donde los estratos sedimentarios (incluyendo rocas epiclasticas) pueden ser superiores al 80%. Modelo Generalizado: Características de cada tipo de depósitos VMS El control fundamental sobre el tamaño de sistema que produce la mineralización es la fuente de calor (Ej. Intrusiones subvolcanicas superficiales). Los principales elementos de un sistema hidrotermal convectivo son: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. Energía térmica (intrusiones subvolcanicas) Fuentes metalíferas Alta temperatura en la zona de reacción – sistema convectivo Fuente magmática Capas aisladas Conductor de fluidos Zona de interacción cercana a la superficie: Chimeneas de alteración Zonas abiertas: depositacion de material Estos elementos son mostrados en la siguiente figura. 2 Aspecto Geológicos Utilizados en la Exploración de Depósitos tipo VMS Presencia de estratos submarinos volcánicos, antiguas aguas profundas que controlan algunas variaciones en la morfología de los volcanes, así como los ensambles de alteración y composición mineral. Algunos estudios volcanogenicos ofrecen información que ayudan a determinar estas características. Presencia de una cámara magmática sub-volcánica en niveles someros. Pueden ser: sills que cortan los estratos localmente; textura variable; intrusiones composito formada por múltiples recargas de la cámara magmática; fuerte fraccionamiento, con “zonación reversa” común en intrusiones felsicas. Presencia de zonas de reaccion de temperaturas altas. Alteración cuarzo-epidota-albita son frecuentemente mapeadas erróneamente como rocas intermedias a felsicas. Estratos volcánicos carbonatizados lateralmente extendidos, con reducción en su ontenido de sodio cerca del deposito formado en aguas relativamente someras (acompañados por las explosión de brechas, volcanismo subaerial, flujo de escombros). 3 Este podría representar un ambiente de agua marina reaccionando con la parte superior del reservorio hidrotermal. Fallas sin-volcánicas que se reconocen debido a: corta extensión, frecuentemente alterados, con ensambles de minerales similares a chimeneas, en zonas estratigráficamente altas, localmente ocupados por diques sin-volcánicos. Las rocas volcánicas dentro de chimeneas normalmente pierden sodio, pero su mineralogía es muy variada. Normalmente las rocas cercanas al depósito son silicificadas, con sericitización local, y variables cantidades de cloritas y esmécticas ricas en Mg y Fe. Los ensambles de las chimeneas (o pipas) metamórficas son relativamente fácil de reconocer. Estas rocas enriquecidas en Mg, han sido recritalizadas a antofillita y cordierita, cercanas y en menor intensidad se pueden encontrar rocas alteradas con estaurolita. Además se deben tener en cuenta que los precipitados hidrotermales, así como el chert ferruginoso, tobas sulfidicas y los productos de oxidación de sulfuros son extendidos lateralmente haciendo facil su reconocimiento. Los metales base que contienen estas características, aunque en forma sub-mineral, incrementan las guías de estos depósitos. 4 Alteración debajo de depósitos VMS (Cu-Zn) Los ensambles de alteración y los cambios químicos asociados, han sido importantes guías de exploración para estos yacimientos. La alteración ocurre en dos distintas zonas. 1. Pipas o Chimeneas de alteración, que ocurren bajo las zonas de sulfuros, producto de una interacción entre los fluidos hidrotermales, que forman el yacimiento y el agua de mar. 2. Zona de alteración semi-conformable inferior (Franklin et al. , 1981), que se presenta varios cientos de metros debajo del deposito, y pueden representar la “zona reservorio”, con los metales y sulfuros lixiviados inicialmente hasta su ascensión y expulsión sobre el fondo marino. El deposito tipo Noranda (ver fig. 16), formado durante el Precambriano inferior presenta pipas o chimeneas con alteración cloritica en la parte central, rodeado por un halo sericitico. Algunos como el tipo Lago Matagami, contienen talco, magnetita y flogopita. La alteración semi-conformable inferior, ha sido reconocida debajo de depositos de varios distritos VMS, con varios cientos de metros de espesor, que se extienden estratigráficamente cientos de metros bajo los yacimientos tipo Noranda, Matagami y Lago Snow dentro del escudo Canadiense. Presenta zonas con contenido de epidota, actinolita y cuarzo en lavas en almohadilla inferiores y diques laminados de las secuencias ofioliticas del tipo Cyprus. 5 Alteración debajo de depósitos Zn, Pb, Cu Los distritos de Hokuroku (Japón), algunos depósitos de Canadá, presentan la alteración típica asociada a yacimientos con Zn, Pb, Cu. Se observan 4 zonas de alteración (ver fig. 17), la zona con una alteración más intensa es la zona debajo del deposito (zona 4), consiste de silicificación, sericitación con pequeñas cantidades de clorita. La zona 3 contiene sericita, clorita-Mg, y montmorillonita, sin silicificación. La zona 2 consiste de sericita, capas con intercalaciones de esmectita y feldespatos. La zona 1 contiene esencialmente zeolitas (analcima) con montmorillonita. En superficie las rocas volcánicas han sido intemperizadas. 6 Donde buscar estos yacimientos? Algunas consideraciones: Cretaceo inferior, Paleozoico inferior y Proterozoico inferior Los depositos mas grandes estan en cuencas de retro-arco maduras. (Tipos Felsicos siliciclastiscas y Besshi). Indicadores petroquímicos: Fuente de calor que puede ser el magma caliente o magma recargado. Evidencias de magma caliente: Minerales de altas temperaturas, basaltos, altos contenidos de sílice. La fuente de calor y las rocas huésped debe ser de la misma edad. La fuente de calor puede ser félsica o máfica. De textura y composición variable. Algunos contienen una mineralizacion similar a los porfidos. No se observan contacto con rocas metamorficas. Yacimientos de tipo Kuroko Los yacimientos de tipo Kuroko (o tipo Huelva, ya que la Faja Pirítica Ibérica es la mayor concentración mundial de este tipo de mineralizaciones) son concentraciones sedimentarias (o volcano-sedimentarias, como se denominan preferentemente) de sulfuros polimetálicos, por lo general dominados por pirita, a la que suelen acompañar otros como calcopirita, esfalerita y galena. Además es frecuente que contengan ciertos valores de metales preciosos (Au, Ag). Aparecen constituyendo formaciones de potencia variable (por lo general de varias decenas de metros) y extensión variable (incluso kilométrica), que se encuentran intercaladas en secuencias marinas detríticas con abundantes intercalaciones volcánicas. Su tonelaje suele ser muy elevado (superior a los 50 Mt), lo que permite su explotación minera. En detalle la tipología de estas mineralizaciones puede ser muy variable, en función de diversos caracteres, entre los que sobresale la mayor o menos lejanía (distalidad) o cercanía 7 (proximalidad) con respecto al área de descarga de las emisiones hidrotermales al medio marino. Otro carácter interesante suele ser su recristalización metamórfica, que produce el aumento de su tamaño de grano, favoreciendo la explotación minera y, fundamentalmente, la concentración de cada mineral. Es frecuente que estos yacimientos se encuentren fuertemente afectados por la deformación tectónica: se forman en medios oceánicos, lo que implica que para que lleguen a aflorar deben haber sido afectados por un proceso orogénico de cierta intensidad. Su formación ocurre en determinados ambientes geodinámicos: en el caso de Japón es clara su relación con procesos destructivos de tectónica de placas, ya que se localizan precisamente a lo largo de uno de estos límites de placa. Esta relación no es tan clara en el caso de la Faja Pirítica Ibérica, en la que el magmatismo no parece ser el característico de esta localización geodinámica, y más parece relacionado con un proceso de rifting. En cualquier caso, es evidente siempre la relación entre los yacimientos y un magmatismo volcánico, a menudo máfico, aunque en el caso de la Faja pirítica ibérica la relación más clara se da con el de naturaleza félsica. Otros yacimientos de filiación volcánica Como ya hemos mencionado, además de los de tipo Kuroko existe un cierto número de yacimientos, de naturaleza diversa, que distintos autores consideran relacionados con volcanismo. Desde yacimientos de arcillas especiales, producto de alteraciones específicas de rocas volcánicas (caso de las bentonitas de Cabo de Gata, Almería), hasta yacimientos de sulfuros metálicos atípicos, como es el caso de los de cinabrio de Almadén, o los de óxidos metálicos (Fe, Mn, entre otros) que frecuentemente se encuentran intercalados en series con rocas volcánicas más o menos abundantes. De entre estos tipos destacaremos los de mercurio de Almadén, las formaciones bandeadas de hierro (BIF en la terminología anglosajona), y, por su singularidad, las coladas de magnetita de la zona de El Laco (Chile), que constituyen un caso único de mineralizaciones de origen volcánico di 8