generación de stockworks y brechas

8/6/2019 Generacin de stockworks y brechas

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Universidad de ChileFacultad de Ciencias Fsicas y MatemticasDepartamento de Geologa

Segunda Ebullicin y su relacin conla formacin de stockwork y brechas

hidrotermales

Nombre:Ricardo Vergara Curso: Seminario de PrfidosCuprferosProfesor: Vctor Maksaev J.Fecha: 25 de Noviembre de 2002


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ndice

1. Introduccin 3

2. Segunda Ebullicin 5

3. Modelo de Burnham (1985) para la generacin de brechashidrotermales y stockwork en el caso de los prfidos 11

3.1 Segunda Ebullicin 11

3.2 Descompresin de los fluidos exsueltos 14

3.3 Parmetros que controlan la cantidad de energaliberada 17

a) Composicin inicial del magma. 17b) Profundidad de emplazamiento del intrusivo. 18c) Porcentaje inicial de agua en el magma. 18d) Porcentaje de fundido en el magma inicial 19e) Resistencia a la tensin de la roca de caja. 19f) Dimensin vertical de las fracturas (profundidad 20y largo de las fracturas).

4. Conclusiones 21

5. Referencias 22


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1. Introduccin

La formacin de depsitos de mena hidrotermales, sean estos de tipo prfido,skarn u otro, depende de muchos factores, a su vez interdependientes entre s, quedeben operar de una manera ptima para generar yacimientos econmicos. De formageneral, se puede decir que estos factores son:

- La naturaleza del magma: Su composicin, contenido de azufre, cloro, etc.,especialmente de H2O, y sus parmetros termodinmicos y,

- Ambiente geolgico y tectnico, especialmente la profundidad de emplazamientodel magma (Burnham y Ohmoto, 1980).

La importancia de los contenidos de H2O reside en el control que sta ejerce enla etapa de cristalizacin, cuando se separa una fase fluida (fluido hidrotermal),mediante la segunda ebullicin, la cual a su vez provoca el fracturamiento de la roca de

caja y la actividad hidrotermal subsecuente (Burnham y Ohmoto, 1980).La segunda ebullicin provoca la liberacin de energa mecnica durante el

emplazamiento y la cristalizacin de magmas flsicos hidratados a poca profundidad.Esta liberacin de energa se ve manifestada en los yacimientos de tipo prfido, endonde las partes marginales de los cuerpos intrusivos porfricos y la roca de caja quelos alberga, aparecen intensamente fracturados, y en los numerosos cuerpos de brechaque tambin aparecen (Burnham, 1985). Se estima que la segunda ebullicin sera lamayor causa del fracturamiento en estos sistemas (Burnham, 1985).

Un buen modelo para estos procesos de liberacin de energa debe ser

consistente tanto en su parte terica como con las evidencias de terreno. Con respectoa esto, Burnham (1985) realiza un modelo para la formacin de brechas y de losenjambres de vetillas (stockwork), que es capaz de explicar la generacin de lasestructuras observadas en los prfidos cuprferos, y que adems provee una fuente deenerga suficiente para desplazar grandes bloques, de decenas de toneladas varioscientos de metros sobre su posicin original (como en algunas diatremas por ejemplo),como extensin de sus modelos para el volcanismo explosivo.

Segn el mismo autor, la liberacin de esta energa est asociada a procesosmagmticos tardos, y se libera fundamentalmente a travs de dos procesos que sonsecuenciales y se repiten:

1) Segunda ebullicin: Exsolucin de la fase voltil desde el magma saturadoen H2O.

2) Descompresin posterior del fluido exsuelto.

Primero se explicar en qu consisten estos procesos, mostrando el modelo deBurnham, y luego se explicarn los parmetros ms importantes que afectan la


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generacin de stockwork y brechas hidrotermales en general, y en particular para estemodelo.

Se puede decir que lo ms importante para este modelo no son tanto lasfrmulas, que permiten cuantificar la energa, si no los parmetros que este autor

considera y la manera en que influye cada uno en el origen de los prfidos, que es loprincipal para este trabajo.


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2. Segunda EbullicinConsiste en la exsolucin de la fase voltil o fluida desde un magma saturado.

En otras palabras ocurre la reaccin: Fundido Silicatado saturado en H2O Cristales+ fase voltil (Burnham y Ohmoto, 1980). Entonces, primero que nada, Cmo es quellega a saturarse un magma en voltiles?

La solubilidad de H2O en un magma depende mayoritariamente de la Presin, laTemperatura y la Composicin del magma (Best, 1981). Estos parmetros tienen lossiguientes efectos sobre la solubilidad de H2O en los magmas:

- Presin: Para una temperatura dada (fija), un magma aumenta su solubilidad devoltiles al aumentar la presin (figuras 1, 2 y 3).

Figura 1. Solubili dad de H2O en una mezcla granodiortica a 1100C. La abcisa inf erior es el p orcentaje molar de H2O, yla abcisa superior in dica el porcentaje en peso de H2O. Tomada de Burnham y Ohmoto (1980).


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- Composicin del magma: Bajo las mismas condiciones de presin y temperatura,un magma de composicin rioltica es capaz de disolver ms voltiles que unmagma de composicin basltica. Dicho de otra forma, con respecto a la

segunda ebullicin, un magma ms rioltico es capaz de exsolver sus voltiles auna menor presin (= menor profundidad) que un magma ms basltico (figuras2 y 3).

- Temperatura: Entre dos magmas de igual composicin y a las mismascondiciones de presin pero distinta temperatura, el que se encuentra a menortemperatura es capaz de disolver ms voltiles que el otro (figura 2).

Figura 2. Solubilid ad de H2O en distin tas mezclas silicatadas a diferentes temperaturas. Ntese que al menos en estascondi ciones, el efecto de la temperatura es menos im portante que el efecto compo sicional. Tomado de Best (1981).


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Considerando que la mayora de los magmas al generarse se encuentransubsaturados en voltiles, existen varias formas mediante las cuales un magmapuede saturarse en H2O (Parada, comunicacin oral, 2002):

- Descompresin: Es posible saturar un magma en voltiles al descomprimirlo (ver

figura 1).- Cristalizacin de minerales anhidros (mediante enfriamiento): El enfriamiento del

magma puede permitir la cristalizacin fraccionada de minerales anhidros, o deminerales con un porcentaje de H2O menor en proporcin que el del magma, loque hace que el magma se enriquezca relativamente en voltiles.

- Absorcin de H2O desde la roca de caja: Es posible que el magma se enriquezcaen su ascenso con agua desde la roca de caja.

Figura 3. Solubili dad de H2O en distintas mezclas silicatadas a diferentes presiones: (1) basalto a 1100C; (2) andesitaa 1100C; (3) granito a su lquidus. Tomado de Wilson (1989).

Es importante considerar tambin que el comportamiento del agua es muydiferente a condiciones plutnicas que a las de la superficie (Wilson, 1989). De acuerdoa esta autora, a presiones mayores a 218 bares y temperaturas sobre 374 C (llamadastemperatura y presin crticas del agua), el agua deja de comportarse como lquido ogas, y lo hace como fluido supercrtico (figura 4). En otras palabras, tiene propiedadesque no permiten distinguirla como lquido o gas, pero en cuanto a sus propiedades


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fsicas, como densidad y viscosidad, se parece ms al agua lquida a condicionesambientales que al agua en estado gaseoso. Por esto cuando se trata de la segundaebullicin es preferible hablar de voltiles que de gases, ya que se trata de fluidosupercrtico.

Figura 4. Densidad del H2O en g/cm3 a diferentes temperaturas y presion es. El punt o crtico del H2O se encuentra a374C, 218 bares. Tomado de Wil son (1989).

La exsolucin del agua desde el magma comenzara con la formacin deburbujas (vesiculacin), debido a que es la forma en que el lquido alcanza su menorestado de energa (Phillips, 1973). La cintica de la nucleacin de burbujas es similar ala cintica de nucleacin de cristales, pero a diferencia de esta ltima, se requiereenerga; es decir, la nucleacin de burbujas es un proceso endotrmico, mientras que la

nucleacin de cristales es un proceso exotrmico (Phillips, 1973). Es debido a estapropiedad de la exsolucin del agua desde el magma que subsecuentemente a esta, elmagma aumenta considerablemente sus tasas de enfriamiento.

En general, lo que ocurre cuando la cristalizacin ocurre en un rango restringidode temperatura es que la separacin de los cristales desde el magma produce unaumento en la concentracin de los componentes voltiles en el lquido remanente, y enciertos casos esto puede llevar a un aumento en la presin de vapor de los


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componentes voltiles disueltos (Phillips, 1973). Si este aumento en la presin de vapordurante el enfriamiento y la cristalizacin excede las fuerzas confinantes, ocurrir lasegunda ebullicin (Phillips, 1973). Esta segunda ebullicin ser ms violenta y rpida amayor velocidad de cristalizacin (Townley, 2001). Otro aspecto importante de laviolencia de esta reaccin reside en que slo la separacin masiva y violenta de la fase

hidrotermal ser capaz de secuestrar metales antes de que entren a formar parte de losminerales formadores de roca (Townley, 2001).

De acuerdo a Burnham (1985), un gradiente no muy alto de temperatura dentrodel magma permitira la nucleacin y cristalizacin de un gran volumen del magmasimultneamente en vez de una pequea zona de cristalizacin desde los mrgenes.Esto generara la exsolucin de grandes volmenes de H2O. Si se alcanzan lascondiciones ptimas para la ebullicin retrgrada, el exceso de energa cintica internade los componentes voltiles se transforma abruptamente en la energa cintica deexpansin de las burbujas a travs de un gran volumen de roca y magma. Para unapresin de 550 bares, o sea aproximadamente a 2 km de profundidad, la expansin deun magma granodiortico con un contenido inicial de H

2O de2,7 % en peso debido a la

exsolucin de la fase voltil ser de alrededor de un 50% (figura 5) (Burnham yOhmoto, 1980).

Figura 5. Cambio en volumen (abcisa inf erior) y energa mecnica liberada (abcisa superior) en la reaccin d esegunda ebullicin: fundido saturado en H2O cristales + vapor. Los valores de V y P V corresponden a la

cristalizacin completa de un magma grandiortico con un contenido inicial de H2O de 2,7 wt%. La profundidad de latransicin entre los regmenes de fracturamiento explosivo (erupcin volcnica) y fuerte (violento) (strong) esaproximada, debido a que depende del tamao y de la forma del cu erpo de magma. Tomado de Burnham y Ohmoto

(1980).


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La exsolucin de H2O comienza en los bordes y tiende a acumularse hacia eltecho de la cmara (como un caparazn), debido a que generalmente lacristalizacin comienza en los bordes de la cmara y al hecho de que el agua tiene bajadifusividad al estar disuelta en el fundido (Burnham, 1985). La formacin de estecaparazn saturado en H2O, en condiciones cuasi-estticas, aislara efectivamente el

interior del cuerpo a la transferencia de materia (excepto por el hidrgeno) hacia fuera ohacia adentro (Burnham y Ohmoto, 1980).

Esta exsolucin produce un cambio de volumen en el sistema, lo que provoca elfracturamiento, dependiendo de muchos parmetros: Contenido inicial de H2O,resistencia a la tensin de la roca de caja, presin confinante, etc. (vistos en la parte3.3) (Burnham, 1985). Considerando que las rocas justo sobre la cubierta de fluidosexsueltos se encuentran mecnicamente acopladas con esta, la magnitud de losstresses diferenciales que afectan a las rocas adyacentes dependera del tamao y dela tasa de expansin del material que sufre segunda ebullicin, y se produciranfracturas hidrulicas y de cizalle, las cuales seran invadidas por los fluidos exsueltos justo despus (figuras 6 y 7) (Phillips, 1973).

Figura 6. Trayectorias de lo s st resses. Figura 7. Formacin de fr acturas de cizalle.

Ntese de ambas figur as que en la parte alta del sistema, el stress prin cipal mayor ( 1) se encuentra en direcci ncercana a la vertical y el stress princi pal menor ( 3) se encuentra aproxim adamente en el plano ho rizontal, mientras que

hacia abajo el stress princi pal mayor se encuentra en la hori zontal. Nomenclatura: Fp = presin de fl uidos, Pmin =stress princ ipal menor, T = resistencia a la tensin de la ro ca de caja, Lp = presin litos ttica, Pmax= stress principal

mayor (tomado de Phillip s, 1973).


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3. Modelo de Burnham (1985) para la generacin de

brechas hidrotermales y stockwork en el caso de losprfidos

Esta parte se basa completamente en el artculo de Burnham (1985), salvopequeas adiciones al modelo, tomadas de otros autores, donde se indica.

3.1 Segunda Ebullicin

En este modelo se muestra una intrusin desde un cuerpo mayor de magmagranodiortico (figura 8), el cual se ha emplazado y ha cristalizado a una profundidadmnima de 1,7 km. Para el modelo se asumen muchos parmetros (profundidad de

emplazamiento, porcentaje de agua, composicin del magma etc.), cuyos efectosindividuales y combinados se analizarn en detalle en la parte 3.3.

Se asume que el magma contiene 2,7% en peso de H2O inicialmente y que elmagma se encuentra casi completamente en estado lquido, debido a que latemperatura inicial es de aproximadamente 1000 C. Tambin se asume que el sistemase encuentra cerrado al escape de materia, salvo quizs por el H2 y por un poco deH2O, pero slo dentro de algunos metros ms all del contacto (lmite S1 en la figura 8).Justo dentro de S1 ocurre exsolucin de la fase fluida, donde la temperatura seencuentra bajo la curva de saturacin del agua (curva S + L + V) en la figura 8. Gran

parte de este fluido se acumular en la parte superior, formando un caparazn defluido exsuelto.

Conforme ocurre la cristalizacin desde los mrgenes, todo el volumen demagma terminar sufriendo la segunda ebullicin y exsolviendo finalmente todo sucontenido inicial de H2O (2,7 wt%), salvo por un pequeo porcentaje que entra en laestructura de los minerales hidratados (hornblenda y biotita), a profundidades mayoresque aproximadamente 2,3 km y temperaturas bajo 800C.


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Figura 8. Curvas lquidus, sli dus y de tres fases (S + L + V) en el sist ema granodiorita-H2O superimpuestas al dibujo

de la intrusin en forma de stock, emplazado a una profundidad mnim a de 1,3 km (lmite S1). Ver el texto para ms

detalles sobre los parmetros asumidos en el modelo. Tomado de Burnham (1985).

Para una presin de 2 kb o menos, la energa mecnica mxima liberada en esteproceso, est dada aproximadamente por la relacin:

1sw

tt109v

wsmtt kgergsF

1133P)TP102,3(1104,61FF?VP

+= (1)

de magma, donde:

Pt : Presin total del magma [ergscm-3 bars 106]V : Cambio total de volumen del magma producto de la segunda ebullicin

[cm3 kg-1]:smF Fraccin de fundido (m) en el magma en el punto de saturacin del H2O

(s).


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:vwF Fraccin en masa de H2O exsuelta.:swF Fraccin en masa de H2O en el fundido al momento de la saturacin.

T : Temperatura [K]

La fraccin de fundido, smF , depende de swF , la fraccin de H2O en la mezcla almomento de la saturacin, y de la solubilidad de H2O del fundido a la presin ytemperatura de inters, mediante la relacin:

= s

w

hmw

0w0

msm F

FFFF , (2)

donde:

:0mF Fraccin de fundido en el magma al momento del emplazamiento.:0wF Fraccin de H2O en el fundido inicial (0).

:hmwF Fraccin de H2O que entra en la estructura de los minerales hidratados.

De este modo, la fraccin de H2O exsuelta, vwF , depende des

mF a travs de larelacin:

( )

= s

m

mhmw

0w

vw F

F1FFF , (3)

donde:

:mF Fraccin de fundido remanente a la presin y temperatura de inters,dentro del campo limitado por las curvas S + L + V y slidus saturado enH2O en la figura 7.

De esta forma, los parmetros asumidos son los siguientes:

- =0wF 0,027 (Contenido inicial de H2O en el magma2,7% en peso)

- =0mF 1 (se considera que el magma no ha comenzado a cristalizaran)

- =hmwF 0,003- Tinicial1000 C (Temperatura inicial del intrusivo, homognea)- Profundidad cercana a 2 km, o sea:- Presin Litosttica entre 0,5 y 1 kb.


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Estos parmetros permiten estimar la energa mecnica liberada en el procesode la expansin en alrededor de:

P V = 3,3 * 1010 ergs * kg-1 = 3,77 * 103 Joules * kg-1

por cada kilogramo de magma bajo segunda ebullicin.

3.2 Descompresin de los fluidos exsueltos

En cierto momento la presin de fluidos supera la suma de la presin litostticams la resistencia a la tensin de la roca de caja, y esto genera fracturamientohidrulico. Despus de esto se descomprime el fluido exsuelto. Esta descompresinque ocurre tras generarse las fracturas libera energa PV adicional.

Una vez formadas las fracturas no se requiere demasiada energa paraextenderlas hidrulicamente. Se ejerce una fuerza sobre un rea mnima. Los lquidostendern a subir naturalmente debido a que tienen menos de la mitad de la densidadque la roca de caja, lo que genera grandes presiones en la parte superior de lasfracturas (Phillips, 1972). Cuando se acumulan los fluidos hidrotermales en los planosde fractura, hasta niveles no fracturados, la presin de fluidos excesiva al final (en lapunta) de la fractura es suficiente para extenderla hidrulicamente.

Esta descompresin, que localmente puede ser muy rpida, provoca laexpansin de los fluidos previamente exsueltos, la exsolucin de ms voltiles y laliberacin de ms energa mecnica, que puede exceder por mucho la energarelacionada a la expansin.


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Figura 9. Varios tipos de fracturas pos ibles asociadas a la segunda ebullicin de un magma saturado en H2O. Tomadode Phillips (1973).

La energa liberada en la descompresin est dada aproximadamente por laecuacin:

1

i

f9vwivf kgergs TP

P1104,61F? VP

= (4)

donde::fP Presin final en ergs cm-3 :iP Presin inicial en ergs cm-3

:vV Expansin volumtrica de H2O (vapor) por la descompresin de iP a fP .:vwiF Fraccin inicial de agua en la fase vapor.

T : Temperatura en K

El coeficiente 9104,61 es la constante de los gases para el H2O. Las impurezasencontradas en las inclusiones fluidas disminuyen este factor, a lo mucho en un15%.


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Los parmetros utilizados para esta ecuacin son los siguientes:

=vwiF 0,014=iP 0,7 kb=fP 0,3 kb la cual es una presin razonable, a partir del estudio de

inclusiones fluidas.T = 1080 K

La energa liberada en el proceso de la descompresin es de aproximadamente:

P V = 9,71010 ergs kg-1 = 9,7103 Joules kg-1

Por kilogramo de magma que sufre exsolucin.

Lo que lleva a calcular la energa total liberada en todo el proceso (ebullicin msdescompresin) en alrededor de:

P V =1,31011 ergs kg-1 = 1,3104 Joules kg-1

Por kilogramo de magma.

Es importante tomar en cuenta que para la liberacin de esta energa seconsidera slo un 2,7 wt% de H2O inicial, que es lo ms determinante para el modelo.

Para tener una mejor idea de la magnitud de esta energa, 9,7 * 103 Joules * kg-1 equivalen al doble o el triple de la energa liberada en la erupcin del Monte St. Helensdel 18 de Mayo de 1980, por kilogramo de magma eruptado. Con esta cantidad deenerga, no es difcil explicar el emplazamiento de bloques de ms 80 toneladas a msde 500 m por sobre su posicin original, como ocurre en varios casos de brechas.

Producto de la descompresin se exsuelven ms voltiles, y el magma se enfrarpidamente (Townley, 2001). Esto ocurrira en forma cclica, por lo que estos procesospueden repetirse varias veces. Por ejemplo, Sillitoe (1985) realiza una clasificacin delas brechas, donde acua el trmino de brechas interminerales para referirse abrechas generadas en distintas etapas de alteracin en un sistema hidrotermal. Suformacin se podra explicar mediante intrusiones mltiples o mediante una reduccinde la permeabilidad del sistema (sellamiento), debido a etapas anteriores de alteracin,como por ejemplo en el caso en que una alteracin genere vetas de cuarzo, las cualespueden sellar el sistema, haciendo que aumente la presin interna del sistema.


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Con posterioridad a la descompresin, la capa saturada en H2O se enfra yretrocede. En ese momento es posible que ocurra nuevamente segunda ebullicin. Seproducen nuevas fracturas y/o se aprovechan las fracturas preexistentes.

En el caso en que se aprovechan las fracturas preexistentes la nueva liberacin

de energa ser menos violenta que si se generan nuevas fracturas. Bajo estas nuevascondiciones es posible que por algunas de las fracturas ocurran intrusiones del magma.Bajo estas condiciones es posible generar incluso erupciones volcnicas.

La liberacin ms violenta de energa sera ms bien acompaada por lageneracin de pipas de brecha o similares, ms que con la intrusin de diques. Bajoestas condiciones es ms probable la generacin de volcanismo explosivo.

Por lo tanto, el hecho de encontrar en algunos prfidos tanto diques (emplazadosdurante el episodio hidrotermal) como columnas de brecha indicara condicionestemporales y/o espaciales distintas durante la evolucin del sistema (distintascondiciones de sellamiento, etc.).

3.3 Parmetros que controlan la cantidad de energa liberada

Los parmetros que ms influyen sobre este modelo (y en la generacin destockwork y brechas hidrotermales en general) son los siguientes:

g) Composicin inicial del magma.h) Profundidad de emplazamiento del intrusivo.i) Porcentaje inicial de agua en el magma. j) Porcentaje de fundido en el magma inicialk) Resistencia a la tensin de la roca de caja.l) Dimensin vertical de las fracturas (profundidad y largo de las

fracturas).

El efecto que cada uno de esto parmetros tiene ser analizado a continuacinindependientemente, dejando los otros cinco parmetros fijos cada vez. Este efecto decambiar los parmetros puede ser visualizado con cierta facilidad al variarlos en lasecuaciones anteriormente expuestas.

a) Composicin inicial del magma

Los magmas asociados a prfidos cuprferos son tpicamente granodiorticos.Magmas ms flsicos tienen un lquidus ms bajo, un menor rango de cristalizacin yse saturan en H2O a temperaturas ms cercanas al slidus que los anteriores. Este tipode magmas comnmente est ms bien asociado a la generacin de prfidos demolibdeno.


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Por lo tanto, para las mismas tasas de enfriamiento, los magmas ms flsicosliberan ms energa mecnica y en menos tiempo que los magmas granodiorticos.

Del mismo modo, magmas ms mficos que el granodiortico se saturan en H2Oa mayores profundidades, y a la misma tasa de enfriamiento, liberan menos energamecnica.

b) Profundidad de emplazamiento (= presin de emplazamiento:iP )

Se puede decir que a mayor profundidad (o equivalentemente mayor presinlitosttica), se produce menos expansin de la fase fluida tras la segunda ebullicin y seacumula mayor presin de fluidos. Adems, la roca de caja se comporta dctilmente ysu resistencia a la tensin aumenta, a tal punto que se hace casi imposible

sobrepasarla.Por otro lado tambin hay otros factores importantes que cambian que cambian

al aumentar la profundidad de emplazamiento, como el hecho de que a mayor presin,la fase voltil tiene menos capacidad de transportar cationes, inhibiendo la generacinde yacimientos de inters econmico.

Al disminuir la profundidad de emplazamiento, no se puede superar la resistenciade la roca de caja hasta que la mayor parte del magma ya ha cristalizado, y en estecaso se produce ms probablemente volcanismo explosivo. Como se trata de presionesde emplazamiento menores, tambin se hace menor la descompresin de los fluidos

exsueltos (aumenta la razn Pf /Pi), que es lo que controla la cantidad de energaliberada.

c) Contenido inicial de agua (voltiles) (0wF )

Se puede decir que el contenido de H2O del magma al momento delemplazamiento es el parmetro ms crtico en cuanto a la segunda ebullicin. A menorporcentaje de H2O que 2,7wt%, la saturacin ocurre a menor profundidad. A mayorporcentaje que 2,7wt%, los magmas se saturan a mayor presin y menorestemperaturas, y al saturarse a mayores profundidades, es imposible generar fracturas,

debido a que la roca de caja se comporta dctilmente. En este caso es ms probablegenerar pegmatitas o cosas similares.

Por lo tanto, es posible decir que el efecto de variar el contenido de H2O esequivalente al de variar la profundidad de emplazamiento.


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El contenido inicial de H2O para magmas de tipo prfido est generalmenteentre 2 y 4% en peso. Debido a esto se utiliza el valor de 2,7% (Burnham y Ohmoto,1980). Este 2,7wt% se repartira de la siguiente manera:

Es muy difcil encontrar magmas con difcil encontrar magmas con0

wF > 0,043, yaque parece no haber procesos petrolgicos que as lo permitan. En todo caso, para0wF> 0,5 las temperaturas del lquidus seran tan bajas que estos magmas careceran de lacapacidad de alcanzar ambientes subvolcnicos sin haber cristalizado completamente.

d) Fraccin inicial de fundido (0mF )

En general es directamente proporcional a la energa liberada, pero dependemucho de los otros factores. Si el magma est muy cristalizado, se puede producir la

segunda ebullicin con muy poco enfriamiento, pero la energa liberada puede no sersuficiente como para fracturar la roca de caja.

El que ocurra la 2 ebullicin habiendo cristalizado gran parte del magma es unaposible explicacin para la brechizacin que ocurre dentro del mismo intrusivo (Phillips,1973). Otra posible explicacin para este proceso es que haya habido ms de un pulsomagmtico.

e) Resistencia a la tensin de la roca de caja

Claramente la resistencia a la tensin de la roca de caja vara con la profundidad.Si esta resistencia es baja se necesita menos energa PV para producir elfracturamiento, por lo que una proporcin mayor de la energa total se utilizar en ladescompresin. Por lo tanto, a mayor profundidad se necesita ms energa paraproducir el fracturamiento.

As tambin, si hay zonas de debilidad preexistentes la energa de ladescompresin se concentrar en ellas. Se presume que esta focalizacin de la energa

Agua inicial en el magma (2,7wt%)

Minerales hidratados (2,1 wt%)


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4. Conclusiones

Las brechas hidrotermales y los enjambres de vetillas son se forman producto dela liberacin de energa relacionada a la segunda ebullicin y sus fenmenosasociados.

El modelo de Burnham (1985) permite explicar la formacin de stockwork ybrechas hidrotermales producto de la segunda ebullicin de un magma. De este modelose aprecia que para generar un prfido se necesita una combinacin restringida demltiples factores. Sin embargo, hay muchas variaciones posibles al modelo, y enestricto rigor, cada prfido es un mundo aparte en cuanto a la combinacin de factores(regionales y locales) que controlan su emplazamiento y evolucin.

De todas maneras, este modelo muestra que la energa liberada en la segundaebullicin bajo las condiciones adecuadas es ms que suficiente para generar lasestructuras encontradas en los prfidos.

En este sentido, los factores ms crticos son el contenido inicial de voltiles, laprofundidad de emplazamiento y el porcentaje del magma que al momento delemplazamiento an no ha cristalizado, junto a la composicin del magma, que para losprfidos cuprferos es tpicamente granodiortica. La profundidad ptima deemplazamiento sera de entre 1 y 3 km (Burnham, 1985), y el contenido inicial de H2Ose debera encontrar entre un 2 y 4 wt%, antes de que el magma haya cristalizado enalrededor de un 75% (Burnham y Ohmoto, 1980).

Por otro lado, tal vez ms importante que la liberacin de energa calculadamediante el modelo, sean los procesos y parmetros considerados en l, y la maneraen que influyen, ya que es lo ms aplicable a la realidad de los prfidos.

Se puede agregar tambin que para la generacin de yacimientos de tipo prfidocuprfero econmicos, es necesario que adems de esta liberacin de energa, ocurratambin eficientemente el secuestro de metales en la fase voltil en la segundaebullicin y su transporte y precipitacin posterior en una trampa de mena (Townley,2001). ste es otro parmetro a considerar en la generacin de un prfido.


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5. Referencias

- Best, M., 1981. Igneous and metamorphic petrology. Editorial W. H. Freeman andCompany, 630 p.- Burnham, C. W., 1985. Energy release in subvolcanic environments: Implications

for breccia formation. Economic Geology, Vol. 80, p 1515-1522.- Burnham, C. W. y Ohmoto, 1980. Late stage processes of felsic magmatism. In

Ishihara, S. Y Takenouchi, S., eds., Granitic magmatism and relatedmineralization. Soc. Mining Geologists Japan, Spec. Issue 8, p. 1-11.

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generación de stockworks y brechas

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