PEGMATITAS PDF: Introducción, características y texturas

PEGMATITAS INTRODUCCIÓN Las pegmatitas son rocas ígneas texturalmente complejas que se caracterizan por una combinación de cristales de tamaño grueso pero variable, zonación mineralógica, anisotropía prominente de las orientaciones de los cristales desde los márgenes hacia el interior y hábitos de...

PEGMATITAS INTRODUCCIÓN Las pegmatitas son rocas ígneas texturalmente complejas que se caracterizan por una combinación de cristales de tamaño grueso pero variable, zonación mineralógica, anisotropía prominente de las orientaciones de los cristales desde los márgenes hacia el interior y hábitos de intercrecimiento esquelético, radial y gráfico de los cristales. La gran mayoría de las pegmatitas son de composición granítica. Se presentan como segregaciones cerca del contacto hacia el techo de su plutón de origen, como enjambres de diques que emanan de sus plutones hacia las rocas ígneas y metamórficas circundantes y como cuerpos intrusivos planos a lenticulares cuyas fuentes no están expuestas. Las pegmatitas graníticas son fuentes económicas importantes de minerales industriales (feldespatos, cuarzo, espodumena, petalita) para aplicaciones de vidrio, cerámica y electrónica, de una amplia variedad de elementos raros litófilos (Li, Cs, Be, Nb, Ta, Sn, etc.) que son incompatibles con los minerales predominantes formadores de rocas de los granitos, y de piedras preciosas coloreadas y valiosos especímenes minerales (de berilo, turmalina, topacio, etc.). Todas las características sobresalientes de las pegmatitas (sus hábitos minerales, sus estructuras rocosas distintivas y la zonificación espacial de los conjuntos minerales, incluidos los cuerpos monominerales) surgen de un subenfriamiento apreciable (de ~200° 50°C) de líquidos graníticos viscosos antes del inicio de la cristalización. Los procesos de formación de mena dentro de las pegmatitas graníticas son completamente ígneos como resultado de la cristalización fraccionada prolongada de grandes plutones graníticos y en respuesta a la cristalización en un estado altamente sobresaturado del material fundido en los cuerpos formadores de pegmatitas. La refinación de la zona constitucional, en la que se desarrolla una capa límite de líquido enriquecida con fundente adyacente al frente de cristalización y finalmente se convierte en el último líquido en el cuerpo de pegmatita, parece ser el mecanismo más probable para explicar las dimensiones crecientes de los cristales (y, en consecuencia, la disminución de la cantidad de cristales) y los cuerpos de etapa tardía de minerales de metales raros que son el sello distintivo de la clase de pegmatitas de elementos raros. La manifestación más frecuente de la zonificación mineralógica, en la que la plagioclasa domina las zonas externas, el feldespato potásico sigue en las zonas intermedias y el cuarzo se concentra en las últimas unidades centrales formadas. Las difusividades altamente contrastantes de los álcalis frente a los elementos de alta intensidad de campo (HFSE) en líquidos formadores de pegmatita conducen a efectos de largo y corto alcance de migración o concentración de elementos: las difusividades bajas de HFSE promueven la acumulación de la capa límite y la saturación local y episódica de minerales en el frente de cristalización. Las difusividades de largo alcance de los álcalis dan lugar a la segregación espacial de plagioclasa y feldespato potásico a lo largo de márgenes opuestos de diques y de cristales aislados pero gigantescos de minerales raros como la polucita. La exploración de pegmatitas como fuentes de productos económicos depende enteramente de los descubrimientos en la superficie. Sin embargo, la zonificación regional de los cuerpos de pegmatitas y la química de la alteración metasomática en las rocas anfitrionas de las pegmatitas de elementos raros, dan algunas indicaciones de la probabilidad de encontrar depósitos de materiales cerámicos, minerales de metales raros e incluso piedras preciosas. La naturaleza de las pegmatitas graníticas Las pegmatitas son variantes texturales de las rocas ígneas plutónicas más comunes, que incluyen composiciones de granito, gabro, sienita y, raramente, otras. Las pegmatitas graníticas se encuentran en todos los continentes, dentro de cratones antiguos y en cinturones montañosos marginales más jóvenes. Definición de pegmatita La pegmatita (pěg' mə tīt') es una roca esencialmente ígnea (Londres, 2008), principalmente de composición granítica, que se distingue de otras rocas ígneas por 1.​ El tamaño extremadamente grueso y sistemáticamente variable de sus cristales, que típicamente aumentan en un ~ 102 desde los márgenes hasta el centro. 2.​ Por una abundancia de cristales con hábitos de crecimiento esquelético, gráfico u otros hábitos de crecimiento fuertemente direccionales. 3.​ Por una zonificación espacial prominente de conjuntos minerales, incluidas zonas monominerales. Cualquiera de estos atributos texturales podría ser suficiente para definir un cuerpo de pegmatita pero tienden a ocurrir juntos Importancia: grano grueso más fácil explotar, concentrar elementos incompatibles y minerales tipo gema. Grupo pegmatitico: pegmatitas estrechamente espaciadas y con una posición geológica y estructural común, separadas del resto del distrito Distrito pegmatítico (pegmatitic field): territorio compuesto por varios grupos de pegmatitas compartiendo un mismo ambiente geológico estructural. Todas las pegmatitas se formaron en un único estadio tectonomagmatico de evolución regional, teniendo un mismo tipo de granitoide parental. Cinturón pegmatítico: distritos pegmatiticos relacionados a un lineamiento de gran escala. Las pegmatitas pueden ser de diferentes clases. Provincia pegmatítica: el total de los distritos pegmatíticos y cinturones pegmatíticos contenidos en la misma provincia metalogénica. Corresponde a una unidad geológica de gran escala. Las pegmatitas y las vetas hidrotermales comparten varios atributos texturales. Estos incluyen textura de solidificación unidireccional (conocida como UST, el crecimiento alargado de cristales hacia adentro desde un contacto con la roca madre), hábitos radiales y esqueléticos de los cristales, segregaciones minerales en zonas espacialmente distintas que son paralelas a los contactos y dimensiones crecientes de los cristales desde el margen hasta el centro. En las pegmatitas, los cristales esqueléticos (es decir, cristales incompletos dominados por bordes y esquinas) forman intercrecimientos con otras fases minerales. Una fase se considera el anfitrión que impulsa la textura, la otra es una fase intersticial. Un ejemplo de una pegmatita que no se distingue por el enorme tamaño de sus cristales. A pesar de su pequeño tamaño, este dique cerca de Moodus, Connecticut, posee texturas pegmatíticas que incluyen (1) un marcado aumento del tamaño de los cristales de turmalina (negra) desde un margen de grano fino hasta cristales prismáticos en su interior, (2) orientación unidireccional hacia el interior de los cristales de turmalina y feldespato (blanco), (3) cristales de feldespato excepcionalmente grandes que abarcan todo el ancho del dique, (4) intercrecimiento esquelético de feldespato y cuarzo, y segregación espacial de feldespato y cuarzo precipitados entre los segmentos de los cristales esqueléticos. El más común de estos intercrecimientos en las pegmatitas es el granito gráfico, en el que el feldespato potásico alberga cuarzo esquelético. El granito gráfico es exclusivo de las pegmatitas y es su textura definitoria: el término pegmatita, del griego πεγνυμι, alude a este intercrecimiento (Londres, 2008). Las texturas pegmatíticas se presentan en gabros, sienitas, algunas komatitas (p. ej., textura spinifex) e incluso en carbonatitas. Los minerales de platino y cromita están asociados con porciones pegmatíticas de gabros (p. ej., Roberts et al, 2007), y se encuentran depósitos de circonio, tierras raras lantánidas y niobio en zonas pegmatíticas de sienitas (p. ej., Salvi y Williams-Jones, 2005). Sin embargo, London (2008) propuso una La explicación de por qué las pegmatitas graníticas son tan comunes, mientras que las pegmatitas de otras composiciones ígneas no lo son es que la alta viscosidad de los líquidos graníticos impide la difusión iónica que es necesaria para iniciar la cristalización. Por esta razón, los líquidos graníticos tienden a persistir a temperaturas muy por debajo de su liquidus antes de que comience la cristalización. Cuando comienza la cristalización, la masa fundida se encuentra en un alto grado de sobresaturación con respecto a los componentes cristalinos, y el resultado es una textura pegmatítica. En virtud de sus composiciones de sílice más bajas, los líquidos de composiciones gabroicas y sieníticas poseen viscosidades más bajas a partir de las cuales los cristales se nuclean más fácilmente. Estas composiciones fundidas cristalizan más cerca de su temperatura de liquidus, y el resultado son estructuras de roca isotrópicas uniformes. Este artículo se refiere únicamente a las pegmatitas de composición granítica porque son mucho más abundantes y voluminosas que cualquier otra. Los procesos que dan lugar a texturas pegmatíticas son los mismos independientemente de la composición del material fundido. En aras de la brevedad, el término pegmatita utilizado en adelante se referirá a las de composición granítica. Características generales de las pegmatitas Ocurrencia Las pegmatitas forman segregaciones dentro de las primeras decenas de metros de las zonas del techo de sus plutones de origen, y son comunes como enjambres de diques que emanan del techo. En las cúpulas de algunos granitos, las segregaciones pegmatíticas están claramente delimitadas por una estructura granítica típica. En otros, la transición de texturas graníticas a pegmatíticas es gradual a lo largo de un lapso de decámetros; en este último caso, el llamado "granito pegmatítico" (por ejemplo, Goad y Černý, 1981) consiste en megacristales esqueléticos de feldespato potásico, algunos con intercrecimientos gráficos de cuarzo, en una masa fundamental de cuarzo-plagioclasa gruesa. Las estructuras regionales pueden controlar su distribución (p. ej., Rossovskiy y Konovalenko, 1979), pero donde las influencias regionales parecen ser mínimas, la mayoría de los diques cerca del plutón son más o menos conformes con los contactos de su granito fuente, siguiendo los mismos conductos estructurales que el granito (London, 1985; Černý, 1991b). Las relaciones transversales de los cuerpos de pegmatita y aplita dentro de esta zona marginal indican que la derivación de fundidos formadores de pegmatita es algo prolongada, no completamente simultánea como un solo pulso de fundido (p. ej., Duke et al., 1988). El número de diques individuales disminuye rápidamente más allá de aproximadamente un kilómetro desde la fuente, y su distribución sigue zonas más locales de debilidad o dilatación en sus simulacros anfitriones. Las relaciones entre diques transversales son raras, aunque algunos diques se fusionan y se dividen. Los diques emplazados en rocas hospedantes competentes, como otras rocas ígneas, gneises y anfibolitas, tienden a formar cuerpos planos que persisten lateralmente a lo largo de distancias de un kilómetro o más de afloramiento. En contraste, los diques que instruyen hospedantes menos competentes, como los esquistos micáceos, son más comúnmente cuerpos elipsoidales y aislados "como cuentas en un collar". Estas diferentes relaciones de aspecto surgen de los contrastes en la ductilidad de las rocas hospedantes a las profundidades del emplazamiento del dique (Černý, 1991b), en el rango de 6 a 9 km y correspondientes a presiones de 200 a 300 MPa (Brisbin, 1986). La continuidad lateral de los diques, o la falta de ella, tiene implicaciones para la evaluación de los recursos. Rubin (1995) modeló el escape de líquidos graníticos en forma de diques desde su plutón de origen. Las principales variables de ese modelo incluyen las temperaturas del líquido granítico y de las rocas anfitrionas que rodean el plutón en el momento del escape de los líquidos formadores de diques, la viscosidad del líquido granítico, los contrastes de densidad entre el líquido y la roca anfitriona, y la presión impulsora del líquido granítico, que se interpretó como principalmente el resultado de su flotabilidad. La presión impulsora del magma es la menos conocida de estas variables; por ejemplo, la recarga por magma caliente y flotante en la base de una masa de cristales puede causar la compactación ascendente de los cristales y aumentar sustancialmente la presión del fluido del magma dentro de esa pila de cristales. La conclusión general de Rubin (1995) fue que es poco probable que los diques graníticos (es decir, líquidos formadores de pegmatita) migren más allá de la aureola térmica creada por su plutón. Rubin (1995) concluye que gran parte del contenido de calor de un gran cuerpo de magma debe permear las rocas anfitrionas circundantes, elevando sus temperaturas muy por encima del gradiente geotérmico, para hacer posible el escape de los diques. El modelo mecánico de Rubin (1995) de emplazamiento de diques es coherente con la hipótesis de larga data de que los líquidos formadores de pegmatita se derivan tarde en la evolución cristaloquímica de un gran cuerpo de granito parental (p. ej., Jahns y Burnham, 1969). La cristalización fraccionada prolongada de una gran masa de magma granítico libera el calor necesario para que los diques se propaguen hacia afuera y también genera masas fundidas enriquecidas con componentes incompatibles, incluidos fundentes y elementos raros, por los que las pegmatitas son famosas. El modelo de Rubin (1995) también lleva a la conclusión de que los diques formadores de pegmatita se propagan rápidamente desde su origen. De la evaluación anterior se desprende claramente que la migración lenta del material fundido cerca de su mínimo térmico a través de rocas que son cientos de grados más frías detendrá el movimiento del material fundido, a menos que la presión impulsora del material fundido sea suficiente para abrir rápidamente los conductos para el magma. La asociación granito-pegmatita Una característica poco conocida pero importante de las pegmatitas es que no contienen fenocristales arrastrados desde la fuente. Todo indica que las pegmatitas se depositan como líquido de silicato en su totalidad, lo que implica una separación excepcionalmente eficiente de los cristales y la masa fundida al extraerlas de los granitos de origen con un alto grado de cristalización. Este no es un proceso poco realista, ya que las obsidianas vítricas representan líquidos de etapa tardía que se extraen de una masa de granito altamente cristalizada. Debido a que los diques formadores de pegmatitas pueden migrar y de hecho lo hacen hasta kilómetros desde su fuente, es común observar pegmatitas que carecen de granito parental aparente. Lo inverso también es cierto: grandes exposiciones de plutones de granito pueden carecer de pegmatitas porque estas se habrían erosionado por encima del nivel de exposición. Sin embargo, existen muchos casos en todo el mundo en los que se puede observar un continuo desde granito hasta diques de pegmatitas (p. ej., Černý, 1991b; Londres, 2008). Cuando se conocen los granitos de origen de las pegmatitas, estos normalmente son plutones pequeños, evolucionados química y texturalmente, asociados con las etapas de decadencia de un magmatismo granítico mucho más voluminoso (p. ej., Goad y Černý, 1981). No hay duda de que los granitos dan origen a las pegmatitas. Sin embargo, a lo largo del tiempo, varios investigadores han divorciado los orígenes de las pegmatitas de elementos raros del paradigma granito-pegmatita. Stewart (1978) sugirió que las pegmatitas ricas en litio podrían formarse por grados muy bajos de fusión parcial de rocas metamórficas, sobre la base de que la cristalización fraccionada de los fundidos graníticos en composiciones ricas en elementos raros a bajas temperaturas debería ser un proceso reversible (es decir, un proceso de equilibrio). Roedder (1981) observó que las pegmatitas comunes son ígneas, pero que las pegmatitas de elementos raros podrían ser depósitos hidrotermales debido a sus conjuntos minerales no graníticos. Otros abogan por un origen anatéctico directo debido a la similitud de las composiciones de las pegmatitas con las de los esquistos que las encierran. 4. Zonificación regional de los grupos de pegmatitas En un grupo de pegmatitas (una gran población de pegmatitas de origen común), el fraccionamiento químico y la complejidad de la zonificación mineralógica aumentan con la distancia desde la fuente. Un enjambre denso de diques adyacente a los granitos parentales consta de pegmatitas comunes (Londres, 2008), en las que las texturas pueden ser complejas, pero las composiciones son esencialmente las del mínimo de haplogranito con cantidades menores de micas y cantidades accesorias de gameto, apatita o turmalina. Hacia afuera, el grupo de pegmatitas expresa un fraccionamiento químico creciente (Černý et al., 1985), que se manifiesta en la aparición secuencial de minerales normalmente exóticos (Fig. 8). Su zonificación generalizada se aplica sólo a una de dos familias químicas, como se analiza a continuación, pero la tendencia de aumentar el fraccionamiento químico con la distancia desde la fuente se considera característica de la mayoría de los grupos de pegmatitas independientemente de su afiliación química. Vlasov (1961) introdujo el mismo concepto de aumentar la complejidad química con la distancia desde la fuente, pero su presentación transmite el hecho de que cada cuerpo de pegmatita sucesivo hacia afuera de la fuente hereda todas o la mayoría de las zonas mineralógicas y texturales de las pegmatitas más próximas, con la adición de zonas internas mineralógica y texturalmente complejas. Para los fines de la exploración mineral, las zonas graníticas que comprenden completamente las pegmatitas comunes, próximas (que carecen de mineralización de elementos raros) están presentes. A lo largo de las partes externas de los cuerpos más fraccionados y distales, las pegmatitas mineralizadas con elementos raros y estériles se parecen mucho a lo largo de sus márgenes. Trueman y Černý (1982) tomaron la secuencia de minerales raros que aparecen con la distancia desde la fuente como marcadores diagnósticos de fraccionamiento químico en fundidos formadores de pegmatita. Más tarde, Černý (1991a) asoció el fraccionamiento químico a través de un grupo de pegmatita con los atributos compositivos del granito fuente. Además, atribuyó la zonificación a través de un grupo de pegmatita a un fundido estratificado y zonificado similar dentro de la cámara de magma fuente. Černý (1991 b) destacó la similitud de la zonificación química entre un granito pegmatítico y su aureola de cuerpos de pegmatita con la de la zonificación química de tobas erupcionadas. Por esta analogía, el primer material fundido expulsado del granito como sistema formador de diques sería un pequeño volumen del líquido más diferenciado, porque la fracción de cristalización es mayor cerca del techo del cuerpo. En este escenario, los diques formadores de pegmatita se vuelven menos fraccionados y más voluminosos hacia su plutón de origen a medida que el material fundido, a mayor profundidad, se drena desde las partes menos cristalinas y menos fraccionadas de la cámara de magma granítica. Estas variaciones químicas se manifiestan en tobas de flujo de cenizas, pero la estratificación química se invierte tras la erupción. Afinidades químicas de los granitos y sus pegmatitas Familias de pegmatitas Černý (1991a) propuso que las firmas de elementos traza de las pegmatitas caen en dos categorías distintas, a las que se refirió como familias de pegmatitas. Sus dos familias propuestas fueron LCT (Li-Cs-Ta) y NYF (Nb-Y-F), con el entendimiento de que la firma de la familia aparece solo en los miembros más fraccionados de un grupo en forma de minerales exóticos como espodumena, tantalita, pirocloro, polucita, etc. Las pegmatitas graníticas comunes, que son la gran mayoría de ellas y que son fuentes de minerales cerámicos e industriales, no están incluidas en absoluto en la clasificación por familia, aunque los atributos químicos de la familia pueden ser evidentes en la mineralogía formadora de roca y su firma de oligoelementos. La filiación química por familia de Černý (1991a) se propuso establecer un linaje entre un grupo de pegmatitas y su granito parental, y solo es verdaderamente útil cuando se conocen los cuerpos altamente fraccionados de un grupo de pegmatitas. La familia LCT En la clasificación de Černý (1991a), las pegmatitas LCT están afiliadas a granitos de tipo S que se originan de material sedimentario marino, que es predominantemente pizarra negra. Siguiendo esa fuente de pizarra marina, la característica de las pegmatitas LCT incluye enriquecimiento en los tres elementos característicos, pero también en Be, Rb, Ga, Nb, Sn, B, P y F. Las abundancias de REE en las pegmatitas LCT son insignificantes, en gran parte debido a sus composiciones líquidas peraluminosas y con alto contenido de sílice en las que las REE son altamente insolubles La familia LCT de pegmatitas y sus granitos parentales peraluminosos surgen de la anatexis de sedimentos acrecionarios en su mayoría juveniles (no previamente fundidos) en respuesta al engrosamiento de la corteza que acompaña a las colisiones continentales. Los granitos y sus pegmatitas casi siempre carecen de deformación o foliación más allá de características de flujo menores. Por lo tanto, tienden a generarse y emplazarse en las etapas finales del tectonismo, después de que el engrosamiento de la corteza y la acumulación de calor radiogénico sean suficientes para inducir la anatexis (ver Bea, 2012). Aunque Černý y Ercit (2005) señalan que las pegmatitas LCT se derivan "menos comúnmente de granitos de tipo I", citan las características generales de esta asociación como "granitos fértiles subaluminosos y pegmatitas derivadas pobres en Cs, B, P..." Los granitos de tipo I, por lo tanto, no producen cuerpos pegmatíticos que pertenezcan al linaje LCT. Černý et al. (2012) señalan además que los granitos de tipo I generalmente no generan pegmatitas, a menos que contengan cantidades manifiestamente elevadas de B o de F. La familia NYF La designación de NYF de Černý (1991a) se deriva de una preponderancia de óxidos dominantes de Nb (columbita, pirocloro, ilmenorutilo, euxenita y fersmanita), un enriquecimiento en HREE e Y en silicatos y óxidos, y de un alto contenido de F con la aparición común de fluorita rica en Y o de topacio. En su química de elementos principales, las pegmatitas NFY son subaluminosas o metaluminosas a débilmente peralcalinas como resultado del Na en aegirina, pero siempre saturadas de cuarzo. La biotita es la mica dominante en las pegmatitas NYF, a diferencia de la moscovita en la familia LCT. Los minerales de Zr, incluido el circón y otros, y de Ti, incluidos los óxidos y silicatos, son accesorios comunes. Las pegmatitas NYF también son marcadamente ricas en U y Th. Černý y Ercit (2005) asocian las pegmatitas NYF principalmente con los granitos de tipo A (A por anorogénicos), que son un componente del magmatismo bimodal de gabro-granito que se encuentra en las zonas de rift. Sus fuentes se han atribuido al fraccionamiento de fundidos parciales directos del manto superior, a la refundición de basaltos que se acumulan debajo de la litosfera adelgazada y a la fusión parcial de gneises de la corteza inferior. Los granitos y sus pegmatitas muestran parentesco con las suites más alcalinas que se encuentran en asociación con la extensión de la corteza sobre penachos del manto dentro de los continentes. Aunque la mineralogía principal de los miembros más silícicos de ambas suites no es muy diferente, la colección completa de rocas ígneas es marcadamente diferente entre sí. El magmatismo asociado con las fuentes de calor de la pluma del manto (puntos calientes) es predominantemente alcalino a peralcalino, principalmente subsaturado en sílice, rico en Ca y en P, con un enriquecimiento LREE predominante, y terminando con carbonatitas ígneas. En el entorno de rift avanzado donde prevalecen los granitos de tipo A, los fundidos máficos y félsicos son principalmente metaluminosos, cerca o por encima de la saturación de sílice en todas las etapas, con los granitos notablemente empobrecidos en Ca y P y que poseen un enriquecimiento HREE. En las pegmatitas NYF, la mineralización es inequívocamente primaria, lo que significa que es de origen magmático. Las pegmatitas NYF y sus granitos se describen de diversas maneras como enriquecidas en Be, Sn, Ta y B, elementos que están excesivamente empobrecidos en peridotita y basalto (p. ej., Ercit, 2005; Ottolini et al., 2004). Černý y Ercit (2005) también asociaron la familia NYF con granitos de tipo I, destacando su carácter rico en F como fuente de topacio. Entre ellos se encuentra, por ejemplo, el granito Mole, Queensland, Australia: un tipo I bien documentado que culmina en vetas de cuarzo-topacio, a veces con berilo (Audétat et al., 2000). Familias de pegmatitas a través del tiempo geológico McCauley y Bradley (2014) dilucidaron las tendencias seculares en las abundancias de pegmatitas basadas en edades radiométricas derivadas principalmente del circón, y asociaron las ocurrencias de pegmatitas con su afiliación a LCT y NYF cuando fue posible. Observaron que las abundancias de todas las pegmatitas y de las pegmatitas de elementos raros como subconjuntos de las mismas corresponden a los principales intervalos de ensamblaje continental global desde el Arcaico hasta el Neógeno. Para las pegmatitas LCT, los picos principales en su ocurrencia caen en ~2913, 2687, 2501, 1853, 1379, 1174, 988, 525, 483, 391, 319 y 72 Ma. Entre los tipos NYF, para los que solo se encontraron 20 puntos de datos, las edades se agrupan alrededor de 2638, 1800, 962, 529, 485, 371, 309 y 274 Ma. Las apariciones de pegmatitas LCT muestran máximos cerca del final del Arcaico y en el Paleozoico. Las de afinidad NYF alcanzan su pico en ~1000 Ma en el Proterozoico, coincidente con la orogenia de Grenville en lo que antiguamente era Laurentia. En el caso de las pegmatitas LCT, los recursos minerales de Li coinciden con los picos acumulativos del Arcaico y el Paleozoico (McCauley y Bradley, 2014). Los del Arcaico se derivan principalmente de las pegmatitas de Greenbushes, Tanco y Bikita. Los depósitos paleozoicos están dominados por pegmatitas en King's Mountain, Carolina del Norte, en los Apalaches. Los principales minerales de Ta se concentran en el Arcaico, en las pegmatitas mencionadas anteriormente, lideradas por Tanco. Estructura interna de las pegmatitas ​ Pegmatitas no zonificadas No todas las pegmatitas presentan segregaciones de zonificación interna por textura, mineralogía o tamaño de cristal. Las pegmatitas comunes que carecen de estructuras heterogéneas internas se definen únicamente por su tamaño de grano grueso (varios cm o más) en relación con las rocas plutónicas típicas. La plagioclasa y el cuarzo son anhédricos y de tamaño uniforme, mientras que el feldespato potásico tiende a ser porfídico y comúnmente exhibe intercrecimientos de granito esquelético o gráfico. La estructura de la roca es isotrópica, lo que significa que las distribuciones y orientaciones de los cristales aparecen como aleatorias u orientadas con megacristales de feldespato potásico ramificados prominentes que crecieron a partir de pantallas de roca anfitriona. Estas pegmatitas se encuentran dentro de las cúpulas y en estrecha proximidad a los márgenes de sus granitos leucocráticos de origen pequeño. Las pegmatitas comunes no zonadas son las principales fuentes minerales de feldespato, cuarzo y mica. Entre ellas se incluyen las pegmatitas "cerámicas" ​ Pegmatitas de espodumena no zonificadas Ningún estudio de las pegmatitas ha dado cuenta adecuadamente de las estructuras de grano fino, no zonificadas y homogéneas de unas pocas ocurrencias económicamente importantes de pegmatitas de espodumena. Al igual que las pegmatitas comunes, estas son en su mayoría rocas homogéneas, en las que la espodumena tiende a ser ligeramente porfídica hasta cristales de unos 10 cm. La solidificación unidireccional, la estratificación mineral y una zonificación espacial organizada de texturas o ensamblajes están en su mayoría ausentes. Gran parte de la textura de las pegmatitas que contienen espodumena es aplita que contiene "vainas" esporádicas de la pegmatita de espodumena porfídica de grano más grueso (Swanson, 2012). ​ Pegmatitas zonificadas Las pegmatitas presentan estructuras internas que son generalmente mucho más complejas y diversas que las que se observan en otras rocas plutónicas. Entran en juego tres aspectos diferentes de la estructura: los hábitos de los cristales individuales, la orientación de los ejes longitudinales de los cristales y la segregación espacial de los minerales por conjuntos zonales. 1.​ Zona fronteriza Las zonas limítrofes consisten en una corteza delgada (1-3 cm) de roca granítica de grano fino en contacto con los hospedantes. La textura granófila (crecimientos microcristalinos de cuarzo en feldespato) es común. La mineralogía es predominantemente plagioclasa-cuarzo-moscovita, pero la zona limítrofe es también una de las unidades con mayor diversidad mineralógica en las pegmatitas, que comúnmente contiene apatita, turmalina, berilo, biotita y columbita.  2.​ Zona de pared Hacia el interior desde el borde, la zona de la pared está marcada por un aumento abrupto en el tamaño de los cristales y el desarrollo de UST, que es sinónimo de textura de peine. En UST, los cristales son alargados perpendicularmente a los contactos del cuerpo y se expanden (se ensanchan) hacia adentro. Los minerales que exhiben UST pronunciado incluyen feldespato potásico, turmalina, micas y berilo. Los intercrecimientos esqueléticos y gráficos son frecuentes. Cameron et al. (1949) notaron que la mineralogía de las zonas de la pared era esencialmente la misma que la del borde, excepto con la adición de feldespato potásico. Por lo tanto, en las dos zonas se distinguen accesorio turmalina, apatita, columbita, trifilita esquelética. Üebel (1977) agrupó las zonas de borde y de pared en lo que denominó la "capa" de pegmatita debido a la prominencia de tejidos anisotrópicos y tamaño de grano fino, incluyendo aplitas y crecimientos interconectados de granito gráfico. 3.​ Zonas intermedias Hacia el interior de la zona de la pared, los intercrecimientos de granito gráfico se segregan en feldespato potásico monofásico y cuarzo de gran tamaño de cristal. Los cristales son más equidistantes, y aquellos que no están enraizados en el sustrato de la zona de la pared se vuelven más aleatorios en sus orientaciones. Cameron et al. (1949) y Norton (1983) identificaron varias zonas intermedias diferentes, pero la mayoría son variaciones en la abundancia modal de feldespato potásico, cuarzo, moscovita y plagioclasa sódica. En comparación con las zonas externas, las zonas intermedias son más ricas en feldespato potásico, y el cuarzo aumenta en abundancia. Los aluminosilicatos y fosfatos de litio en conjuntos ricos en cuarzo constituyen las zonas intermedias más internas de la mayoría de las pegmatitas de la familia LCT. Las zonas intermedias tienen un grano abruptamente más grueso que las zonas de borde y pared. Los tamaños de los cristales en las zonas intermedias se escalan al ancho del cuerpo de pegmatita: los cuerpos más gruesos poseen menos cristales (por unidad de volumen) y más grandes en sus zonas interiores, lo que no es cierto en el caso de los granitos, pero sí en general en el caso de los granitos. 4.​ Núcleo El núcleo de la mayoría de las pegmatitas se reconoce como cuarzo puro. Esta posición en la secuencia de zonificación ha transmitido el significado pretendido de que los núcleos de cuarzo de las pegmatitas son las últimas unidades en formarse. Burnham y Nekvasil (1986) afirmaron que los núcleos de cuarzo deben ser en gran parte de origen hidrotermal porque, según su comprensión, una masa fundida granítica de composición eutéctica no podría precipitar un conjunto monomineral. 5.​ Aplitas, cavidades miaroliticas y cuerpos de reemplazo No son una zona y son causados por interacción con fluidos exteriores Génesis: 2 teorías: Jahns y Burnham (1969)àcristalización a partir de fundidos saturados en fase acuosa London (1986, 1992)àcristalización en ausencia de vapor acuoso (es la más aceptada) Patrones de zonificación dentro de las pegmatitas ➔​ Zonificación concéntrica Las pegmatitas de inclinación pronunciada (cuando dicha inclinación refleja su actitud al momento del emplazamiento) tienen una tendencia a exhibir simetría bilateral desde ambos márgenes hacia el centro. La zonificación es simétrica y concéntrica respecto de la línea central (en 2D, la línea a lo largo de la cual se fusionan los frentes de cristalización desde ambos lados), que ocupa una ubicación más o menos central a lo largo del plano axial del cuerpo, las pegmatitas de inclinación pronunciada adquieren un número creciente de zonas internas más evolucionadas químicamente en su dirección ascendente. Sin embargo, esas mismas ilustraciones muestran que el ancho de los cuerpos de pegmatita aumenta hacia arriba, y existe una correlación pronunciada entre el ancho de un cuerpo de pegmatita y la extensión de su fraccionamiento interno ➔​ Zonificación en capas En contraste, las pegmatitas con una inclinación superficial de emplazamiento tienden a exhibir una estructura estratificada paralela a sus contactos. La zonificación por mineralogía y textura no es simétrica de lado a lado, y la línea central del dique se encuentra por encima (o raramente por debajo) del plano axial central del cuerpo Como es el caso de las pegmatitas concéntricas, las primeras unidades formadas, la zona del borde y la zona de la pared, son marcadamente feldespáticas. En lo que se considera la secuencia de zonificación normal, la plagioclasa sódica de grano fino predomina en el conjunto del muro inferior, mientras que el feldespato potásico de grano excesivamente grueso se enriquece a lo largo del muro superior. Aplitas Las aplitas estratificadas, también conocidas como "rocas lineales", son unidades comunes en las pegmatitas estratificadas, donde normalmente ocupan la porción del muro inferior de un dique. En algunas pegmatitas estratificadas se encuentran aplitas albíticas casi puras, pero la mayoría de estos cuerpos consisten en oscilaciones rítmicas dominadas por plagioclasa más cuarzo (claro) versus feldespato potásico más capas máficas (oscuras). Es esta distribución asimétrica de la zona de roca lineal, que generalmente se encuentra en el lado del muro entre la zona de pared inferior y la zona intermedia suprayacente, lo que desplaza la línea central del cuerpo de pegmatita a una posición aproximadamente dos tercios del camino por encima (o por debajo) de los márgenes de estos diques. Jahns (Jahns y Tuttle, 1963; Jahns, 1982) consideró las porciones aplíticas y pegmatíticas de las pegmatitas como partes simultáneas y complementarias del mismo cuerpo de magma. Sin embargo, las aplitas siempre sirven como sustrato para la pegmatita adyacente suprayacente, que es una zona intermedia con UST que está emparejada con una zona similar a lo largo de la pared colgante de la porción pegmatítica de diques apareados de aplita-pegmatita Las rocas lineales aplíticas a veces presentan estratificaciones paralelas planas o contorsiones complejas que pueden ser o no pliegues mecánicos (Fig. 17). Algunas unidades de rocas lineales poseen UST que es perpendicular a las estratificaciones (p. ej., Webber et al., 1997), lo que no sería el caso si las estratificaciones surgen de un flujo viscoso. Las contorsiones en las estratificaciones pueden surgir cuando las capas crecen alrededor de un fenocristal, como el feldespato potásico o el cuarzo (Fig. 18). En el modelo de Jahns-Burnham (1969), las aplitas son el resultado de la sobresaturación del material fundido cuando el fluido acuoso extrae K del material fundido y lo transporta hacia arriba a través de la flotabilidad de las burbujas acuosas. London (2008) detalló numerosos problemas con esta hipótesis, incluyendo (1) evidencia experimental de que el fluido acuoso en equilibrio con el material fundido haplogranítico es ligeramente más sódico que potásico (véase también Burnham y Nekvasil, 1986), y (2) la adición inferida de K al material fundido formador de pegmatita en la pared colgante desplazaría su composición una distancia proporcional desde el eutéctico como a lo largo del muro inferior sódico, llevando así ambos dominios del material fundido a un grado similar de sobresaturación. Un problema adicional es evidente en la suposición de que las burbujas acuosas ascenderían rápidamente a través de la masa fundida viscosa (Burnham y Nekvasil, 1986). Como se explica en London (2008), la solución de la Ley de Stokes para la velocidad a la que una burbuja de vapor de 1 mm de diámetro (como propusieron Burnham y Nekvasil, 1986) ascendería a través de la masa fundida enfriada a lo largo del límite del muro inferior de una pegmatita produce una velocidad de ascenso de 9*10-12 m/s, que es < 0,3 mm/año. Cavidades miarolíticas Las cavidades miarolíticas se encuentran más comúnmente a lo largo de la línea central en las pegmatitas estratificadas subhorizontales. La prevalencia de miarolas abiertas o llenas de arcilla en las pegmatitas subhorizontales se ha atribuido históricamente a niveles de emplazamiento más superficiales en comparación con las pegmatitas no miarolíticas (. Esa presunción se basa en el aumento del volumen molar del fluido acuoso con presión decreciente a alta temperatura (Burnham et al., 1969): masas equivalentes de fluido acuoso ocupan más espacio a presiones más bajas. London (1986b) observó que muchas de las pegmatitas miarolíticas productoras de gemas más importantes (Brasil, Afganistán, Estados Unidos) contienen el conjunto espodumena más cuarzo. Esto obliga a que esas pegmatitas hayan cristalizado a presiones en exceso de 200 MPa (Fig. 21), que no es muy diferente de la de las pegmatitas masivas ricas en espodumena que carecen de miarolas (por ejemplo, la pegmatita Tanco: Londres, 1986a; Brisbin, 1986). Los orígenes de las texturas pegmatíticas se han atribuido durante mucho tiempo a la exsolución de solución acuosa del fundido granítico, en el que la solución acuosa forma una red interconectada de burbujas (Jahns y Burnham, 1969), y en Las burbujas de solución acuosa ascienden a través del líquido granítico y los dominios superiores de los fundidos formadores de pegmatita para formar cavidades miarolíticas (Jahns, 1982; Simmons et al., 2012). Si este paradigma fuera correcto, entonces todas las pegmatitas deberían tener una fracción apreciable de espacio vacío como cavidades miarolíticas (consulte Pegmatitas con gemas a continuación). Tal como están las cosas, las pegmatitas miarolíticas constituyen una fracción minúscula de todos los cuerpos conocidos y, dentro de ellos, el espacio miarolítico generalmente ocupa < 5% (p. ej., London, 2013). 7.4. Relaciones entre la zonificación y la geometría del dique Es un hecho que las pegmatitas de un grupo se fraccionan más con la distancia desde la fuente, y en la dirección ascendente en la medida en que esto se correlaciona con la distancia desde la fuente. Üebel (1977), sin embargo, ilustró una relación más local entre diferentes porciones del mismo dique de pegmatitas. Las porciones más gruesas de un dique contienen cristales más gruesos y exhiben un mayor grado de fraccionamiento químico hacia sus centros que los segmentos más delgados del mismo dique, independientemente de la dirección de la inclinación. Una interpretación es que los diques más anchos permanecen abiertos por más tiempo a un influjo de material fundido cada vez más fraccionado (Čemý y Lenton, 1995); si esto fuera cierto, entonces más material fundido fraccionado podría acumularse donde la dilatación de la fractura que forma el dique es mayor, o más ancha. Sin embargo, el comportamiento de sistema abierto rara vez es evidente donde se fusionan múltiples diques, y por lo demás está ausente en cuerpos lenticulares aislados. Presión y temperatura de cristalización. Los granitos contienen relativamente pocos minerales o conjuntos que sirvan para limitar sus profundidades y temperaturas de cristalización. Las profundidades de emplazamiento a las que cristalizan los granitos son prácticamente desconocidas por cualquier método directo. El contenido de Al de la homblenda (Thomas y Ernst, 1990) es un geobarómetro ampliamente utilizado para rocas plutónicas intermedias, pero sus aplicaciones a los granitos evolucionados químicamente y sus pegmatitas son nulas. Los métodos indirectos comparan la composición del granito con las composiciones experimentales de líquidos graníticos a varias temperaturas. Un compendio de estimaciones publicadas de los regímenes de presión-temperatura para pegmatitas cae en un rango bastante estrecho de presión, ~200 a 300 MPa, que es la menos restringida de estas variables, y un amplio rango de temperatura. Las estimaciones de temperatura forman un continuo pero pueden dividirse aproximadamente en tres grupos. Aquellas por debajo de 350 °C provienen casi en su totalidad de estudios de inclusión de fluidos. Los valores > 550 °C se originan de estudios de inclusión de fluidos e isótopos estables. Las temperaturas intermedias provienen principalmente de varios geotermómetros minerales que involucran silicatos y fosfatos, y de algunos estudios de inclusión de fluidos. Las temperaturas estimadas para la pegmatita Tanco enumeradas en la Tabla 4 no están incluidas en este compendio. Relaciones presión-profundidad Para la familia LCT de pegmatitas que culminan en conjuntos de espodumena (a-LiAlSi₂O) y/o petalita, las relaciones de estabilidad entre estos minerales primarios y la eucriptita secundaria (a-LiAlSiO4) son funciones de la presión y la temperatura solamente porque todos estos minerales se presentan como composiciones de miembros finales casi puros con cuarzo. Las pegmatitas en las que la espodumena es el único aluminosilicato de litio primario se solidifican a mayores profundidades; por ejemplo, Chakoumakos y Lumpkin (1990) estimaron una presión de emplazamiento de 300 MPa para la pegmatita Harding rica en espodumena, Nuevo México. Las pegmatitas ricas en litio son las más distales de un grupo de pegmatitas zonificadas, lo que significa que las pegmatitas menos fraccionadas y sus granitos de origen se encuentran a mayores profundidades. Pegmatitas hidrotermales El origen hidrotermal de las pegmatitas, especialmente de aquellas que contienen conjuntos minerales de elementos raros. La principal objeción a esta hipótesis proviene de la solubilidad extremadamente baja del aluminio en soluciones acuosas salinas típicas de las que se encuentran en rocas metamórficas y en depósitos minerales hidrotermales. Las soluciones que contienen cloruro pueden transportar álcalis y sílice, y dichas soluciones depositan abundante cuarzo como vetas en depósitos de pórfido de metales básicos. Las pegmatitas, sin embargo, tienen composiciones graníticas que consisten en casi dos tercios de feldespato, un mineral rico en Al. La solubilidad del aluminio aumenta en soluciones acuosas que contienen B, P o F , pero sólo en proporción a la abundancia molar de estos componentes en los fluidos hidrotermales naturales. Resumen de los líquidos formadores de pegmatitas La mayoría de las evidencias indican que las pegmatitas adquieren la mayoría de sus atributos compositivos en su origen, que hay poco flujo en sistemas abiertos o intercambio de material dentro o fuera de un cuerpo de pegmatita una vez emplazado, y que las composiciones de las pegmatitas son cercanas a sus líquidos ígneos. Los orígenes de las pegmatitas principalmente por procesos hidrotermales, y de las pegmatitas de elementos raros por medios hidrotermales o anatécticos, son insostenibles en base a las evidencias actuales. Las estimaciones de las composiciones a granel de las pegmatitas indican que son graníticas, y que las abundancias de componentes fundentes (B, P y F), álcalis raros (Li, Rb, Cs) y HFSE (Sn, Nb, Ta, U), aunque significativamente más altas que en los granitos comunes, ascienden a lo sumo a un pequeño porcentaje en peso de la composición a granel en total. Las pegmatitas de elementos raros llegan a su etapa más fraccionada con niveles de porcentaje en peso de Li, Rb, Cs y B para la familia LCT, y Cl y F para la afiliación NYF. Estos elementos incompatibles también son volátiles (London et al., 1989; Webster et al., 1989), lo que implica que un fluido acuoso que pudiera dispersar estos elementos no estaba presente durante todo el proceso de cristalización. Las cavidades miarolíticas, la evidencia más segura de que los fundidos formadores de pegmatitas alcanzaron la saturación de H2O antes de la consolidación, son extremadamente raras en las pegmatitas en su conjunto, y donde ocurren, normalmente ocupan solo un pequeño porcentaje de volumen del cuerpo de pegmatita. Evolución interna de la textura y zonación pegmatítica El principal problema que plantean las pegmatitas es que están asociadas a los granitos, poseen composiciones de granitos, pero su marcada zonificación interna por asociación mineral y por zonas texturales es muy diferente a la de los granitos. Partiendo de la premisa de que el cuarzo y los feldespatos cristalizan simultáneamente a partir de la masa fundida de silicato en sus proporciones eutécticas para formar granito, Jahns (1982) y Burnham y Nekvasil (1986) creían que las pegmatitas también debían cristalizar como sistemas eutécticos en equilibrio, y que esto requería algún otro proceso o agente para generar la segregación mineralógica y textural de las zonas, incluidas las monominerales. Los experimentos con sistemas de silicato forman la base de nuestra comprensión de las rocas ígneas (p. ej., Bowen, 1918, 1928). Sin embargo, Relativamente pocos programas experimentales han intentado lograr la cristalización de fundidos graníticos hidratados a través del enfriamiento, que es el proceso que se encuentra en el corazón de las texturas ígneas descritas anteriormente. Línea líquida de descenso en fundidos formadores de pegmatitas La evolución química de la composición del material fundido dentro de las pegmatitas individuales se manifiesta por la disminución del contenido de plagioclasa, el aumento de las concentraciones de elementos incompatibles en los minerales principales y la aparición de minerales normalmente raros en algunos de los primeros y últimos conjuntos minerales formados de las pegmatitas de elementos raros. Esos conjuntos minerales exóticos finales contienen una abundancia de boro como turmalina, litio en espodumena, petalita y lepidolita, fósforo en una variedad de fosfatos primarios y flúor como ambligonita, topacio y fluorita, y numerosos óxidos de Nb, Ta y Sn. La viscosidad extremadamente alta del fundido granítico hidratado a las temperaturas de formación de pegmatita inhibe la difusión de algunos iones hacia y desde las superficies de los cristales, y lateralmente a lo largo de los frentes de cristalización. En las modestas concentraciones indicadas por las composiciones en masa de pegmatita y los equilibrios minerales, los efectos reductores de la viscosidad de los flujos de B, P, F y Li además de H₂O son insignificantes en líquidos altamente subenfriados de composición granítica (cf. London y Morgan, 2017). Líquidos de capa límite Un resultado importante del rápido crecimiento de cristales en un medio viscoso es que los iones que están excluidos de los cristales en crecimiento (comportamiento incompatible) se acumulan en la región de la masa fundida a lo largo del frente de cristalización. Al hacerlo, esos elementos crean una capa límite de masa fundida cuya composición difiere de la de la masa fundida en masa, y cada vez más a medida que avanza la cristalización. Hay dos consecuencias de la acumulación de componentes excluidos en la capa límite. El aumento de las concentraciones de componentes excluidos puede promover la saturación local y la precipitación de minerales en las superficies de los cristales adyacentes incluso si la masa fundida en masa no está saturada de esos minerales. Este es el proceso fundamental detrás del origen del granito gráfico, y es responsable de las texturas homogéneas de los granitos y de las aplitas masivas y estratificadas. Alternativamente, los iones excluidos a lo largo del frente de cristalización pueden actuar como fundentes para disminuir las temperaturas de solidus, disminuir las actividades de los componentes formadores de minerales y aumentar la difusividad de los iones a través del líquido de la capa límite. En este caso, el líquido de la capa límite facilita la disolución de la masa fundida en la capa límite y el transporte de iones hacia y desde las superficies de los cristales en crecimiento, al tiempo que suprime la nucleación de fases competidoras a lo largo del frente de cristalización. Este es el proceso de refinación de la zona constitucional. Algunos de los componentes fundentes en las masas fundidas formadoras de pegmatita, incluidos H₂O, B, P, F y un exceso de álcalis sobre Al y Si, se utilizan en la fabricación comercial de cristales grandes; por lo tanto, se ha obtenido un conocimiento de que los fundentes disminuyen la cantidad de cristales que se nuclean mientras promueven el crecimiento de unos pocos individuos a gran tamaño a través de sus efectos reductores de la viscosidad. Aunque siempre se ha pensado que los fundentes desempeñan un papel importante en la generación de texturas pegmatíticas, un mecanismo para alcanzar altas concentraciones de fundentes en fundidos que no están apreciablemente enriquecidos en ellos desde el principio (unas pocas a decenas a cientos de ppm de B, P y F) ha demostrado ser un enigma en el campo. Como ayuda conceptual, la figura 27 ilustra los cambios en la composición de la masa fundida en el líquido de la capa límite a medida que avanza la cristalización. Los componentes de la masa fundida se disuelven en la capa límite y se transportan a través de ella hasta las superficies de los cristales en crecimiento. Los elementos incompatibles se enriquecen en el líquido de la capa límite, pero se diluyen continuamente por el flujo de componentes compatibles formadores de minerales mientras la masa fundida permanece. A medida que avanza la cristalización, La capa límite de la masa fundida se desplaza hacia el interior con el frente de cristalización, acumulando gran parte del contenido de masa fundida de componentes incompatibles debido a los efectos fundentes de H, B, P y F. Una vez que se consume la masa fundida, la masa fundida restante es la del líquido de la capa límite. Es de esta manera que la cristalización de la masa fundida granítica viscosa y portadora de fundente se asemeja al proceso detrás de CZR. El líquido de la capa límite se convierte en el último líquido de silicato en el entorno de formación de pegmatita una vez que se ha agotado el material fundido a granel mediante la cristalización. Se han generado líquidos de esa naturaleza mediante la cristalización de la obsidiana de Macusani, en la que el líquido de la capa límite rico en B evoluciona hasta la última fracción de material fundido que contiene un 18,8 % en peso combinado de B2O3, P2O5 y F, y permanece saturado de cuarzo con solo un 54,95 % en peso de SiO₂ en los depósitos de vidrio remanentes. Las consecuencias de un líquido de capa límite rico en fundente sobre el transporte difusivo de iones adyacentes a superficies de cristales en crecimiento se modelaron basándose en experimentos que implicaron la disolución de cuarzo en un líquido alcalino, rico en fundente y pobre en sílice que era una aproximación cercana a los líquidos de capa límite producidos en experimentos previos que involucraban cristalización (London, 2009). London (2009) mostró que en relación con la masa fundida haplogranítica hidratada simple y la solución acuosa a 800 °C, 200 MPa, la velocidad a la que la masa fundida se acercaba a la saturación en cuarzo a través del equilibrio difusivo era ~ 107 veces más rápida que en el líquido de haplogranito hidratado simple, y el transporte de masa con respecto al tiempo y la distancia era ~ 107 mayor que en un volumen comparable de solución acuosa. Por lo tanto, un líquido denso, hidratado, alcalino y enriquecido con fundente favorece el transporte de masa de iones que se necesita para hacer crecer cristales gigantes a bajas temperaturas en los períodos de tiempo del historial de enfriamiento de los delgados diques de pegmatita. Las pegmatitas como fuentes de minerales, metales y gemas industriales Existe un mercado comercial para prácticamente todos los minerales que se encuentran en las pegmatitas. La viabilidad económica de las pegmatitas depende principalmente de los volúmenes de los materiales involucrados, su valor y su proximidad a las plantas de procesamiento de minerales. Minerales industriales: feldespatos, cuarzo, moscovita y aluminosilicatos de litio Metales raros y especiales: litio, berilio, cesio, estaño, niobio, tantalio y uranio. Todos estos elementos, excepto el cesio, se derivan principalmente de Fuentes no pegmatíticas que incluyen salmueras, riolitas alteradas, placeres y granitos que pueden o no tener algunos componentes pegmatíticos. Sus usos son muy variados y diversos, desde los más mundanos (recubrimientos de estaño resistentes a la corrosión sobre el metal y como componente de la soldadura) hasta los altamente especializados (formiato de cesio, producido a partir de polucita para su uso como líquido de alta densidad en perforaciones profundas de petróleo y gas). Materiales gemológicos: turmalina, berilo, topacio y otros de cavidades miarolíticas Simmons et al. (2012) analizaron las principales variedades de materiales de gemas que se encuentran en las pegmatitas, algunas de las fuentes pegmatíticas más importantes, la afiliación química de las pegmatitas portadoras de gemas con las familias LCT o NYF y las principales provincias pegmatíticas productoras de gemas. Como afirman, la producción de gemas a partir de pegmatitas es una actividad de éxito o fracaso, de auge o caída, que se lleva a cabo principalmente como proyectos mineros artesanales esporádicos. Ya se ha señalado la rareza de las cavidades miarolíticas en las pegmatitas, y esa rareza es sorprendente a la luz del volumen de fluido acuoso que se exsolvería tras la cristalización de un fundido granítico inicialmente saturado de H₂O a las profundidades de formación de pegmatitas. Además, las cavidades miarolíticas en las pegmatitas normalmente no son huecos que alguna vez estuvieron llenos de agua, sino que están llenos de arcilla extremadamente densa que representa el último componente de silicato del medio formador de cristales. Por lo tanto, el volumen de las cavidades supera con creces el volumen de agua que contenían. Las pegmatitas que contienen gemas abarcan toda la gama de tipos, desde las moderadamente fraccionadas (que contienen berilo) hasta las altamente fraccionadas (que contienen polucita) de la familia LCT. Los materiales de las gemas incluyen variedades coloreadas de berilo (principalmente aguamarina, heliodoro y morganita), turmalina rica en litio (principalmente elbaíta-rossmanita y liddicoatita), topacio azul y jerez, variedades transparentes de espodumena (kunzita), spessartina con bajo contenido de hierro (naranja) y cuarzo de grado óptico (cristal de roca y ahumado). En la familia NYF, los minerales de las gemas son principalmente aguamarina y heliodoro, topacio, cristal de roca o cuarzo ahumado y fluorita de grado óptico. La esmeralda y la alejandrita (crisoberilo cromiano) y la hiddenita (espodumena cromiana) se forman en cuerpos y vetas de reemplazo dentro del exocontacto de algunas pegmatitas peraluminosas ricas en Be que se encuentran en rocas máficas o ultramáficas. Estas variedades de gemas rara vez se encuentran dentro de las pegmatitas debido a su agotamiento extremo en Cr y V. Procesos de formación de minerales en pegmatitas graníticas Minerales industriales: feldespatos y cuarzo Las industrias vitrocerámicas utilizan tanto feldespatos sódicos como potásicos, cuyos principales requisitos son un bajo contenido de Ca (que eleva las temperaturas de fusión) y un bajo contenido de Fe (que imparte un color a los vidrios que no es deseable en ningún vidrio para botellas, salvo en el marrón o verde). Los granitos evolucionados de tipo S cumplen bien esos requisitos; los feldespatos alcalinos de los tipos A más oxidados pueden albergar cantidades apreciables de hierro férrico. El calcio se elimina por la cristalización fraccionada de la plagioclasa, de modo que el contenido cálcico de la plagioclasa en las porciones superiores evolucionadas de los granitos y en las zonas limítrofes formadas por primera vez de las pegmatitas es oligoclasa cerca de An20 o menos y cae bruscamente con la cristalización continua de la plagioclasa en las pegmatitas. Los feldespatos potásicos son pertíticos con composiciones en masa de Or80-90Ab20-10 y un componente de anortita cerca de cero. En los granitos de tipo S y A y sus pegmatitas, el hierro se encuentra alojado principalmente por biotita, anfíbol menor y ilmenita o magnetita en menor cantidad. En los granitos que contienen magnetita, el hierro férrico puede ingresar a la estructura de feldespato alcalino en niveles de porcentaje en peso; la recristalización de dichos feldespatos puede volverlos de color rojo ladrillo debido a la exsolución de granos submicroscópicos de hematita. Sin embargo, la solubilidad de los componentes máficos Fe, Mn y Mg en líquidos graníticos hidratados cae bruscamente con la disminución de la temperatura. Los líquidos sintéticos saturados en biotita, cordierita, granate o turmalina a temperaturas cercanas al sólido contienen ~1,5 % en peso de óxidos máficos totales (p. ej., Wolf y London, 1997). En la medida en que las últimas masas fundidas de los grandes plutones de granito son en gran parte líquidos sin cristales cerca de sus cúpulas, y sus pegmatitas están libres de cristales al momento de su emplazamiento, entonces el hierro es un contaminante insignificante, especialmente en los granitos de tipo S más reducidos (ilmenita). Por lo tanto, el componente máfico de los granitos disminuye por dos medios: a medida que el líquido sin cristales se separa de los constituyentes más máficos de restita o acumulados, y a medida que la temperatura de cristalización en el líquido disminuye. El aluminio es la principal impureza elemental traza en el cuarzo de granitos y pegmatitas. Enriquecimiento de metales raros en pegmatitas 1.​ Los elementos deben ser incompatibles en el conjunto formador de roca. En el caso de los granitos de origen, es decir, si se incluyen cuarzo, feldespatos, micas, granate o cordierita y apatita, monacita, turmalina y óxidos accesorios en sus proporciones adecuadas, el coeficiente de distribución en masa de los elementos en cuestión debe ser sensiblemente inferior a uno. 2.​ La derivación de fundidos formadores de pegmatita requiere múltiples etapas en la extracción de líquido de silicato de una papilla parcialmente cristalina. Lograr el enriquecimiento necesario para producir minerales pegmatíticos de metales raros. 3.​ Las abundancias de metales raros en pegmatitas económicamente viables y sus fundidos son en su mayoría inferiores a sus valores de saturación en el solidus del sistema de granito hidratado (Tabla 4). Los fundidos formadores de pegmatitas alcanzan la saturación en minerales de elementos raros mediante un subenfriamiento apreciable del líquido antes del comienzo de la cristalización. 4.​ A partir de los márgenes del cuerpo fundido, las tasas de crecimiento de los cristales están en sus niveles máximos y la viscosidad del material fundido en masa es extremadamente alta. Esa condición conduce a la creación de líquidos de capa límite enriquecidos con fundente a través de los cuales opera el CZR. 5.​ La creación de un líquido de capa límite rico en fundentes favorece el transporte de masa de iones en la solución fundida hacia las superficies de los cristales en crecimiento. La mayor difusividad y la alta capacidad de transporte de masa del líquido de capa límite rico en fundentes conducen finalmente a la formación de grandes cristales monofásicos en las zonas interiores. 6.​ La acumulación de componentes excluidos a lo largo de la interfaz cristal-fundido puede conducir a la precipitación de minerales en los que son constituyentes estructurales esenciales (ESCs), ya sea que ese mineral esté saturado en el fundido a granel o no (por ejemplo, deposición episódica de turmalina, berilo, granate, etc.). Debido a que la cristalización avanza hacia adentro como un frente, dicha saturación local episódica y a veces cíclica da como resultado bandas mineralógicas paralelas a los contactos del cuerpo fundido, como en la formación de aplitas en capas, pero también con textura de solidificación unidireccional en algunos minerales. 7.​ La creciente complejidad química del líquido de la capa límite, y especialmente la acumulación de componentes que actúan como fundentes, reduce las actividades de algunos componentes formadores de minerales en el fundido y, por lo tanto, previene la saturación en minerales que de otro modo serían insolubles (p. ej., London, 1987). Una asociación de H con B, P y F aumenta la solubilidad de H₂O en el fundido, lo que retrasa la separación de una solución acuosa del fundido. Los  efectos son particularmente relevantes para los HFSE, ya que sus abundancias aumentan en el líquido de la capa límite a través de la CZR. 8.​ El líquido de la capa límite evoluciona hasta convertirse en el último líquido de silicato en el entorno de formación de pegmatitas. Todos los índices de fraccionamiento apuntan a los cuerpos de albita-lepidolita pobres en cuarzo como productos de la cristalización del último líquido de este tipo en las pegmatitas de litio, y estos cuerpos están más enriquecidos en álcalis raros, Be y HFSE, cuyas relaciones Fe/Mn y Nb/Ta se acercan a cero. 9.​ Los minerales de metales raros en las pegmatitas son de origen ígneo, sujetos a cierta redistribución hidrotermal posterior que principalmente resulta en la dispersión en lugar de la concentración de elementos raros (especialmente cierto para Li y Cs). El ejemplo del berilio y el berilo La abundancia media de Be en la corteza continental es de ~2,4 ppm de Be (Wedepohl, 1995), y solo 4,0 ppm de Be en lutitas negras y grises (Coveney, 2000), el material fuente parental más enriquecido con Be para líquidos graníticos anatécticos. La abundancia media de Be en doce de las pegmatitas más ricas en berilo para las que se han evaluado las composiciones a granel es de 205 ppm de Be, con un umbral de saturación de berilo de ~35 ppm de Be (Evensen y London, 2002; London, 2015b). Con estas restricciones, es necesaria una cristalización superior al 95% de un líquido granítico que se ha acumulado a partir de fuentes anatécticas de tipo S para llevar los granitos de dos micas y las masas fundidas formadoras de pegmatita al umbral de saturación de berilo de ~35 ppm Be, y se necesita una cristalización superior al 99% para alcanzar el promedio de las pegmatitas ricas en berilo. En el esquema de zonificación presentado por Trueman y Čemý (1982), el berilo es el primer mineral de elementos raros que cristaliza en las pegmatitas proximales ricas en moscovita de la familia LCT. Distribución espacial del berilo en pegmatitas El berilo se encuentra con mayor frecuencia y abundancia en tres zonas pegmatíticas diferentes. Es un mineral accesorio común en las zonas de borde y de pared temprana de las pegmatitas (Cameron et al., 1949), donde forma cristales cónicos y esqueléticos de color verde azulado llenos de cuarzo y feldespato que se expanden hacia adentro desde el borde (por ejemplo, pegmatita Caso n.° 1, Portland, Connecticut). En la mina Tanco, el berilo abundante forma cristales blancos anhédricos con turmalina, columbita y moscovita en albita gruesa en toda la zona de pared inferior. El berilo está ausente en su mayor parte en las zonas intermedias feldespáticas de grano grueso resultantes (zonas 4 o 7 de Cameron et al., 1949) y en las aplitas donde éstas se superponen a la zona de la pared inferior. El berilo reaparece como una capa casi monominerálica en los contactos entre la zona intermedia feldespática más interna o aplita y un núcleo de cuarzo adyacente. El berilo reaparece en abundancia en las zonas albíticas de última etapa (hábito cleavelandita), normalmente en asociación con lepidolita, espodumena, apatita, óxidos ricos en Ta, turmalina de litio policromada y otros de los minerales más raros y químicamente más exóticos de las pegmatitas. La naturaleza episódica de la deposición de berilo es más consistente con la precipitación debido al subenfriamiento a lo largo de las zonas externas y la acumulación de la capa límite a lo largo de los frentes de cristalización internos. Una abundancia de berilo en esta última etapa del ensamblaje implica que el CZR actúa para mejorar la solubilidad del Be en la masa fundida de la capa límite. El ejemplo del cesio y la policita Aproximadamente el 90% del contenido inicial de Cs de las micas blancas formadas en sedimentos marinos metamorfoseados se pierde durante el metamorfismo prógrado hasta las condiciones anatécticas (Bebout et al., 2007). Esto significaría que las fusiones anatécticas podrían comenzar con ≤1 ppm de Cs (p. ej., ver muestras AM en la Tabla 2 de Bebout et al., 2007). A diferencia del berilio, el Cs es altamente soluble en fundidos silícicos (London et al., 1998). Como consecuencia, los fundidos graníticos hidratados a su temperatura de solidus se saturan en berilo a decenas de ppm de Be, mientras que los fundidos poca o ninguna pegmatita. En su mayor parte, los HFSE carecen de anomalías apicales en el estudio de suelos porque son altamente insolubles en soluciones acuosas. Es la misma razón por la que los enriquecimientos de Be, Nb, Ta y P son internos a las pegmatitas, y estos elementos no están significativamente enriquecidos en el halo metasomático de roca dura alrededor de las pegmatitas de elementos raros, que es de origen hidrotermal. Una diferencia clave entre la anomalía de roca dura y la anomalía del suelo es que en la primera, los elementos solubles (álcalis) se incorporan a los minerales de los suelos, pero se absorben principalmente en las superficies, a menos que el suelo en sí sea un saprolito formado a partir de restos meteorizados de una aureola de roca dura. Por lo tanto, la anomalía del suelo puede migrar a través del flujo de agua subterránea, mientras que la anomalía de roca dura no puede hacerlo. Miarolas portadoras de gemas El desarrollo de un distrito minero de gemas se deriva de algunos descubrimientos superficiales iniciales que incluyen roca dura, eluvión y aluvión. Las pegmatitas portadoras de gemas no están restringidas a una era geológica particular, aunque sigue habiendo un consenso de que las pegmatitas miarolíticas se forman a profundidades menores que sus contrapartes masivas y, por lo tanto, no se esperaría que se encuentren en las partes profundamente erosionadas de los cinturones montañosos de colisión. Las pegmatitas miarolíticas tienden a presentarse como cuerpos delgados, subhorizontales y estratificados que forman diques tabulares en rocas anfitrionas competentes; las pegmatitas lenticulares discontinuas rara vez son miarolíticas, tal vez porque su forma lenticular refleja un estado dúctil del anfitrión en niveles más profundos de emplazamiento. El entorno de estrés de su emplazamiento está marcado con un gran componente de dilatación vertical. Como resultado, los segmentos de los diques forman un patrón en quelón, siendo los segmentos horizontales los más gruesos. Los mineros saben que las cavidades miarolíticas son más probables de aparecer donde un "rollo" (el segmento de inclinación pronunciada de un dique en quelón) se aplana hasta convertirse en un segmento de dique horizontal grueso. Dentro de los diques subhorizontales o segmentos de dique, las cavidades miarolíticas también se distribuyen con un espaciamiento sistemático a lo largo del centro del dique (Fig. 19). Ese espaciamiento es el resultado de pilares de feldespato potásico que crecen desde uno o ambos lados de la zona de la pared para separar el dique en segmentos (por ejemplo, lado derecho de la Fig. 5). Dentro de cada segmento, las zonas intermedias resultantes aíslan pequeños lotes de material fundido residual en celdas. Las celdas contienen los conjuntos minerales más fraccionados y cavidades miarolíticas, si están presentes. Esta estructura celular es evidente en los delgados diques miarolíticos (por ejemplo, Figs. 5, 19) del condado de San Diego, California y en la pegmatita gigante de Tanco (Londres, 2014c). La secuencia vertical de las zonas y sus proporciones también son las mismas. La escala uniforme de las zonas y su espesor proporcional al tamaño del cuerpo indican que la secuencia de zonificación no está determinada por la velocidad de enfriamiento, sino por la magnitud del subenfriamiento. Considerando que las pegmatitas miarolíticas constituyen evidencia incontrovertible de la exsolución de un fluido acuoso antes de su solidificación completa, es sorprendente que prácticamente no haya ninguna aureola metasomática desarrollada alrededor de ellas. En el condado de San Diego, los diques que pueden rastrearse y muestrearse durante un kilómetro no tienen más que una capa delgada, a escala milimétrica, de biotita o turmalina a lo largo de sus contactos con gabros y noritas altamente reactivos (Fig. 28). Sin embargo, cerca de las cavidades miarolíticas, la turmalinización de esos mismos huéspedes puede ser extensa, como lo observó el autor en la mina de San Diego, distrito de Mesa Grande, y la mina Little Three, distrito de Ramona, California. PROVINCIA PEGMATÍTICA PAMPEANA La Provincia Pegmatítica Pampeana está localizada en la unidad morfoestructural del mismo nombre, la cual contiene la mayoría de las pegmatitas de diferente naturaleza mineralógica, signatura geoquímica y edad. Predominando: las de familia LCT y en menor medida NYF. Las poblaciones encontradas se agrupan en 5 distritos de clase moscovita y 13 de clase elementos raros. Provincias de Salta, Tucumán, La Rioja, Córdoba, San Luis, Mendoza, San Juan, Catamarca. Distritos: 1) Centenario, 2) Cerro Blanco, 3) El Quemado, 4) Quilmes, 5) Calchaquí, 6) Ambato, distrito Ancasti, grupos: 7) La Pampa-Unquillo, 8) Vilismán, 9) El Taco, 10) Santa Bárbara; 11) Sierra Brava, 12) Velazco, 13) Valle Fértil, 14) Alta Gracia, 15) Punilla, 16) Comechingones, 17) Altautina, 18) La Estanzuela, 19) Conlara, y 20) Totoral. La mayoría de las pegmatitas se ubican en el noroeste argentino y menos del 5% en el basamento cristalino del Macizo Nordpatagónico. ​ Pegmatitas muscovíticas: flanquean el orógeno famatiniano por el oeste, generalmente en ambientes metamorfizados de tipo barroviano. Cuenta con los distritos Centenario, Quilmes, Ambato, Valle Fértil y Alta Gracia. ​ Pegmatitas de elementos raros de signatura LCT (Li, Cs, Ta): Afiliados a rocas de grado metamórfico medio, en facies de anfibolita. Contienen recursos de Be, Li, Ta, Cs y Rb. Las pegmatitas son pequeñas y normalmente se asocian en grupos coexistiendo con unidades parentales de diversa tipología: cuerpos estériles de tipo berilo, de tipo complejo subtipo espodumeno o de tipo albita-espodumeno, muchos más raras aun, las pegmatitas de tipo albita o lepidolita. La geoquímica de muscovitas y feldespatos de esta clase es más evolucionada que la de la clase de pegmatitas muscovíticasàmayor grado de diferenciación. Edad: Paleozoico inferior. Emparentadas genéticamente con granitoides fértiles en pegmatitas de elementos raros de plutones reducidos y fabrica heterogénea. Quimismo: peraluminoso, calcoalcalino, pobre en Ca, rico en LILE y volátiles (B, P), pobre en ETR.Isotópicamente de naturaleza metasedimentarias y meta ígnea en menor medida. Observaciones finales Las pegmatitas siguen siendo fuentes primarias de minerales industriales para las industrias de vitrocerámica y electrónica, como recursos primarios y secundarios de metales raros y como fuentes principales de varias gemas de color importantes. Existe un mercado para prácticamente todos los minerales que se encuentran en las pegmatitas, y la creciente demanda de litio ha rejuvenecido la exploración de pegmatitas de elementos raros. Lo que hace que algunas pegmatitas sean económicas y otras no tiene más que ver con su pequeño tamaño y, a veces, patrones de diques complejos que complican la minería. Sin embargo, lo que los mineros y los exploradores en gran medida no entienden sobre los minerales pegmatíticos de metales raros y gemas es que existen pistas muy sistemáticas para encontrarlos en su interior: la estructura interna de las pegmatitas es altamente organizado y legible, aunque no completamente predecible. Los cristales graníticos se solidificaron lentamente durante millones de años, y ahora se sabe, más allá de cualquier duda razonable, que su historia de enfriamiento como diques delgados en rocas anfitrionas a la temperatura de su gradiente geotérmico se produjo en el rango de días a años antes de que los líquidos graníticos se solidificaran como vidrio. Esta conclusión hace que un proceso ya enigmático -el crecimiento de cristales gigantes individuales- sea aún más problemático en un sistema cerrado de baja y rápida temperatura. La disminución de la energía térmica es la causa más importante de las texturas y la zonificación pegmatíticas. Se observa un subenfriamiento del líquido apreciable, de unos 200 °C, antes del inicio de la cristalización. El subenfriamiento se debe a la alta viscosidad de los fundidos formadores de pegmatitas, y no necesariamente a una velocidad rápida de enfriamiento. Todos los demás hábitos minerales, la composición de la roca y la zonificación espacial de texturas y ensamblajes se derivan de ese estado. Las variaciones en la secuencia de zonificación o la ubicación espacial de ciertas zonas (por ejemplo, la distribución vertical de albita y feldespato potásico en pegmatitas estratificadas) pueden surgir de los caprichos particulares del entorno: la primera fase que cristaliza, y donde se nuclea, determina en gran medida la distribución espacial de todo lo que sigue.  VMO ¿Qué son? Depósitos que representa miembros finales del grupo de los VMS y son parte de los IOCG.Los VMO son depósitos mineralizados asociados a rocas volcánicas clásticas, es decir, a depósitos formados por la acumulación y consolidación de fragmentos volcánicos transportados por procesos sedimentarios o piroclásticos. Marco geológico: terrenos volcánicos o volcano-sedimentarios, pero no hay relaciono este tipo de rocas Origen: se cree que son hidrotermales epigenéticos o exhalativos, pero también magmática debido a que se cree que son flujos de lava oxidada retrabajada en superficie o segregaciones (evidencia=textura de spinifex y magnetita columnar.) Los depósitos VMO se forman en ambientes volcánicos activos donde los procesos hidrotermales interactúan con material volcanoclástico. Se pueden generar a partir de: 1.​ Depósitos sintectónicos de material volcanoclástico (tobas, ignimbritas, brechas volcánicas) en cuencas submarinas o lacustres. 2.​ Circulación de fluidos hidrotermales a través de los volcanoclásticos, lo que provoca la movilización y concentración de metales. 3.​ Sistemas de reemplazo en las unidades volcanoclásticas, donde los fluidos hidrotermales alteran la matriz y precipitan minerales de mena. Mineralogía variable: magnetita-hematita dominante, hasta 15 % de P en apatito, además son portadores de pirita, calcopirita y trazas de esfalerita. Suele haber mineralización en forma de pipas, contenedoras de F, Ba, REE, hematita y altas cantidades de Cu. Depósito Kiruna: más grande del mundo, estratiforme, mena masiva y bandeada y subyacente a un stockwork. Olimpyc Dam y Durango, México. Otros depósitos de óxidos exhalativo ​ Depósitos de estaño en Alemania y China ​ De Sb-W-Hg al este de los Alpes, Austria. ​ De U en Rexspar, Columbia Británica y Labrador. ​ De W en Felbertal al sur de Salsburgo; Waimangú, Nueva Zelanda; Almadén, España; Alpes italianos; Broken Hill, Nueva Gales del sur; Santa Fe, Nuevo México; Sangdong, Corea del Sur; La Codoresa, España; Pakistán. Depósitos de exhalativos de baritina Alojados en sedimentos o asociados a estratovolcanesà ambos se asocian a los SEDEX y pueden producirse en ambientes volcánicos donde son partes de los depósitos masivos volcanogénicos. Ballyone y Silivernines (Irlanda), Meggen y Rammelsberg (Alemania)  IOCG (carbonatitas, vmo, skarn) Yacimientos de óxidos de Fe, Cu y Au. Grupo de depósitos que tienen en común: hematita (especularita)-magnetita principalmente, con un bajo contenido en Ti y alteraciones del tipo calcosódica, potásica y sódica, actuando incluso en conjunto por la acción de Fluidos acuosos hipersalinos (> 30% ClNa Eq) con temperaturas > 250ºC, a veces ricos en CO2. La magnetita indica temperaturas de precipitación > 500ºC.Se relacionan con el magmatismo, pero no necesariamente asociados directamente a centros intrusivos. Baja ley y gran tonelaje Precipitación: posiblemente por enfriamiento, descompresión o mezcla de fluidos controlados estructuralmente por fallas. Márgenes tectónicos y roca huésped: variable según depósitos. Clasificaciones ​ Depósitos Cu-Au de óxido de hierroà IOCG sensu stricto ​ Depósitos de óxidos de hierro ricos en P---------------àno tiene mena importante de Cu-Au ​ Depósitos de carbonatita-óxido de hierro-litófilos----àno tiene mena importante de Cu-Au ​ Depósitos de pórfido de Cu-Ag y skarn de Fe ​ Depósitos de magnetita de alta ley Clasificación en base a distrito minero  ➔​ Mineralogía general: ​ óxidos de hierro abundantes, Cu y Au asociado a calcopirita, también U, REE, itrio, Ba, P y / o F à indicarían que se formaron o recristalizaron entre 300-500°C donde la asociación magnetita-hematita-calcopirita es estable en condiciones de un fluido bajo en sulfuro. ➔​ Ejemplos ​ Kiruna: Deposito asociado a queratófidos (roca traquitica rica en feldespato sódico) que contiene menas con un 67% en Fe (magnetita-hematita) y un contenido en P muy bajo (2-5%). Se ha sugerido que los minerales de óxido estratiformes como la magnetita, hematita y apatito son miembros finales del grupo de los VMS. ​ Olympic Dam: depósito de óxido de cobre y oro que produce cobre, uranio, oro y plata, el sitio alberga una mina subterránea y una planta de procesamiento metalúrgico integrado (3800 millones de t, con 1% de cobre, 0.5 g/t de oro, 400 g/t de uranio más tierras raras). La mineralización consiste en calcopirita de grano medio, bornita y calcosina, pechblenda diseminada de grano fino, oro, plata y minerales de tierras raras que se encuentran en un complejo de brechas hidrotermales magnéticas por debajo de 350 m de sobrecarga. IOCG. Metamorfismo: Reconocimiento de menas metamorfisadas: Comparación de comportamiento general de las rocas carbonáticas y silicáticas metamórficas, donde estas presentan desarrollo texturas metamórficas, generalmente un aumento de grano, nuevos minerales y estructuras secundarias. Deformación: 3 tipos ​ Elástica: más importantesàhace a los granos más susceptibles a recristalizar y crecer ​ Plástica: traslación de planos dentro de un grano sin rotación o por deslizamiento secundario donde si hay rotación de la red cristalinaàposición maclada entre granos ​ Frágil: ruptura o cizallamiento siguiendo líneas de debilidad pueden ocasionar el crecimiento mineral o el flujo de minerales blandos dentro de rupturas de manera que se “reparan”. Desarrollo de texturas esquistosas y de granos alargados. Recristalización: es uno de los procesos importantes que se da durante el metamorfismo, en el cual al alcanzar una temperatura lo suficientemente alta, se produce una reducción del nivel de energía potencial a través del reemplazo de granos deformados (alta energía potencial acumulada) por otros sin deformación. Los contactos entre los límites de granos suelen darse en forma de puntos triples, en donde la configuración más estable a o cerca de 120° entre cada uno, este caso ocurre en agregados monominerales, pero son particulares de minerales metamorfoseados como ocurre en los depósitos metamórficos. Ajuste metamórfico de texturas: manifestación de dos fenómenos: ​ Reorganización por exsolución: migración de cuerpos exsueltos hacia límites de grano, formando así una película intergranular o granos con un subsecuente lento enfriamiento post metamórfico. ​ Destrucción de texturas coloformes: incremento en del grado metamórfico que produce texturas coloformes Ajuste metamórfico mineralógico: ➔​ Metamorfismo de contacto: descomposición de sulfuros de Fe, producción de sulfuros de Cu nuevos junto a los no afectados y azufre resultante de dicha descomposición. Aumento en el contenido de Fe y difusión de Cu en esfalerita, alteración marginal en pirita, produciendo pirrotina y magnetita ➔​ Metamorfismo regional: Aumento en la relación pirita / pirrotina, Incremento en la ley de magnetita, generación de minerales de sulfuro económicos y emisión de azufre en rocas de caja a causa de la producción de pirrotina y magnetita. Aumento del tamaño de grano: El crecimiento de los granos se da a partir de calentamiento, en donde se busca reducir el número de granos por unidad de volumen, causando una modificación estructural. La recristalización de granos minerales conduce a un aumento del nivel de energía y si se llega a una temperatura alta como para permitir difusión, se producirán ajustes de este tipo en límites de granos. Efectos sobre los yacimientos e implicancias sobre la exploración y explotación: Exploración: Confusión entre depósitos debido a la similitud entre depósitos metamórficos singenéticos y epigenéticos de alta temperatura. Sin embargo, la búsqueda de mineralización en ambos es diferente: Epigenéticos: se debe pueden buscar en casi cualquier punto de la columna estratigráfica Metamórficos singenéticos: se debe buscar en el mismo horizonte estratigráfico o similares ​ El ambiente geológico indicado permite metamorfismoàcaso de los VMS ​ Cambios de tamaño de grano y forma de depósitos alteran lecturas geofísicas y geoquímicas ​ Horizontes marcadoresàpueden facilitar la interpretación estructural Explotación: ​ Ajustes texturales favorecen el procesado mineralàreemplazo de texturas coloformes por granulares facilita la separación Metalogénesis: Refiere al estudio de génesis de depósitos metálicos y no metálicos con su entorno geológico regional. Intenta definir la distribución de depósitos en espacio-tiempo y los factores que produjeron dicha distribución. Clasificación de magmas según contenido de álcalis (Na2O + K2O) y de sílice: ​ Toeliticos: lavas basálticas en centros de expansión oceánica o dorsales y en arcos de islas jóvenes. Ocurre en fraccionamiento de basaltos, andesitas-basálticas y en menor proporción dacitas-riolitas. Bajos en K, promedio de sílice de 53%. Yacimientos de cromita – platinoides (PGM), Bushveld, Sudáfrica, yacimiento de pirrotina – pentlandita – calcopirita, Sudbury, Ontario, yacimiento de magnetita – ilmenita – (vanadinita), Lago Stanford, EEUU. ​ Calcoalcalinos: zonas de subducción, en arcos insulares maduros y en los márgenes continentales, con rocas de composición gabro a granito (basalto a riolita). Andesitas, SiO2 del orden 59%. Yacimientos pórfidos cupríferos, skarn, estratoligados, epitermales. ​ Alcalinos: zonas de Rifting intracontinental, en la zona de fallas transformacionales y de tras-arco en márgenes continentales activos. Bajas en SiO2 respecto a álcalis alto. Yacimiento de apatito – magnetita, Soki, Finlandia, apatito-titanita, Lozovero, Rusia, magnetita – apatito- actinolita, Kiruna, Suecia, casiterita – wolframita, Jos, Nigeria y diamantes, Sudáfrica, entre otros. Unidades metalogénicas: 1.​ Provincia metalogenética: Área caracterizada por agrupación de depósitos de uno o varios tipos, pudiendo contener más de un episodio de mineralización. 2.​ Época metalogénica: Unidad de tiempo favorable para la depositación de menas o caracterizada por una agrupación de depósitos particulares. 3.​ Metalotecto: Determinada característica geológica que se crea importante en la concentración de elementos o sustancias minerales y contribuido a la formación de depósitos, pudiendo combinar espacio y tiempo estructural, estratigráfico, litológico, geomorfológico. 4.​ Mapa metalogénico: Muestra la distribución de depósitos minerales metálicos y no metálicos sobre una base geológica destacando caracteres de mineralización. Utiliza simbología que indica forma, tipo y magnitud de mineralización en cada depósito, entre otros detalles. Funciona como punto de partida para exploraciones. 5.​ Franja metalogénica es un término utilizado en Chile debido a un factor de escala, similar a Provincia metalogénica.  Ciclo de Wilson: Situación inicial: un cratón continental rodeado por placas oceánicas totalmente estables, sin procesos tectónicos, volcanes y metalogénicos Comienzo de etapa extensiva ​ Situación uno: La perturbación por irrupción de una pluma del manto. En la superficie se originan hot-spot. Como resultado se forma un domo e inicia un magmatismo bimodal. Depósitos: basaltos de inundación (Cu-Ni), granitoides “A” (Sn-Cu-Au-U), anortositas (Fe-Ti), complejos máficos estratificados (Cr-Cu-Ni-PGE), kimberlitas, lamproitas, granitos anorogénicos (Complejo Bushveld) y carbonatitas (Palabora) ​ Situación dos: inicio del estadio embrionario o rift continental, donde la corteza continental se empieza a adelgazar mediante el desarrollo de grabens. En su inicio el rift se caracteriza por formación de cuencas lacustres y series sedimentarias continentales. Depósitos: depósitos de Cu y U. Carbonatitas. ​ Situación tres: avanza el proceso de rifting y el adelgazamiento cortical. La depresión tectónica (rift) es invadida por el mar, y se depositan potentes series sedimentarias profundas. Depósitos: de Pb-Zn, especialmente SEDEX. ​ Situación cuatro: si la actividad de la pluma del manto persiste se puede partir la masa continental abriéndose una nueva cuenca oceánica (estadio de juventud). Magmatismo a lo largo de una dorsal medio-oceánica. Depósitos: VMS (sulfuros masivos volcanogénicos), BIF por precipitación química, depósitos sedimentarios de Mn, MVT por depositación de carbonatos en plataformas y epigenéticos de Pb-Zn. Cromitas. ​ En la etapa final extensiva: depósitos VMS tipo Chipre, depósitos de cromita podiformes a partir de basaltos de dorsales afectados por cristalización fraccionada y segregaciones de sulfuros de Cu, Ni y PGE. Fin de etapa extensiva/comienzo de etapa compresiva ​ Situación cinco: Comienzo de proceso de subducción, resultando en la formación de arco magmático y en algunas ocasiones cuencas de tras arco. Depósitos: pórfidos de Cu-Mo, depósitos epitermales de Au-Ag, VMS tipo Kuroko, Skarns, Greisen y filones de Sn-W. ​ Situación seis: Colisión continente-continente, origina cinturones montañosos y el engrosamiento de la corteza. Depósitos: cromita ofiolítica exhumada, yacimientos metalíferos ligados al metamorfismo regional (orogénicos), magmatismo colisional (Sn-W) y emplazamiento de vetas y filones auríferos a partir de fluidos. Placeres (Au), U-V en sedimentos y MVT (Pb-Zn). ​ Situación siete: Finalmente, la estabilización tectónica, seguida de la erosión y peneplanización, zona cratónica estable, aunque mucho más compleja que el cratón inicial. Depósitos en Argentina Modelos de depósitos destacados en Argentina: ​ Yacimientos VMS y SEDEX asociados a secuencias sedimentarias y volcanosedimentarias marinas precámbricas, paleozoicas y mesozoicas ​ Yacimientos epitermales auríferos de baja sulfuración asociados al volcanismo jurásico  ​ Yacimientos epitermales auríferos de alta sulfuración asociados al volcanismo neopaleozoica y terciario ​ Yacimientos tipo pórfido y epitermales polimetálicos auríferos de alta sulfuración asociados a los arcos magmáticos neopaleozoica, paleógeno y neógeno ​ Yacimientos de minerales industriales y metalíferos (Fe, Cu, U) en secuencias sedimentarias de retroarco, SAG y de margen pasivo mesozoicas y cenozoicas MINERALES INDUSTRIALES Definición: Cualquier roca, mineral u otra sustancia natural de valor económico con excepción de minerales metálicos, combustibles o gemas. Su tonelaje y valor total supera al de los minerales metálicos. El reciclaje y sustitución es de poca importancia en su campo de uso (más baratos) y los precios más estables. Por otro lado, el depósito debe de encontrarse cerca del mercado debido a que el transporte suele ser más caro que el producto mineral. Impacto ambiental: Explotación minera, prosperidad económica e Impacto Social Positivo (La minería da empleo directo a muchas personas y cada empleo directo crea unos tres empleos indirectos (servicios, transportes, etc.) Explotación minera à Impacto Ambiental à Responsabilidad ambiental Barreras para inversión minera: Riesgo político: en algunos países la inestabilidad política hace poco sensato invertir en minería ya que se debe hacer grandes inversiones que se recuperan a largo plazo. Riesgo ambiental: este constituye una barrera tanto o más importante que la anterior: las condicionantes ambientales impuestas en las últimas décadas en EEUU o Canadá hacen muy difícil actualmente abrir una nueva mina (presión de ambientalistas y comunidades indígenas). Desarrollo sustentable: Lograr las necesidades del presente sin comprometer las posibilidades de generaciones futuras para lograr sus propias necesidades, es decir crecimiento económico sin dañar el medio ambiente. Todas las minas tienen una vida finita, algunas de veinte años o menos y si se agotan no pueden ser reemplazadas (son recursos no renovables). Lo mejor que puede hacer un minero es mostrar responsabilidad ambiental y devolver el área explotada lo más cercanamente posible al estado previo a la minería o proveer otro uso al terreno. Puede ser apoyada por el empleo de cualquier método que permita la disminución de la demanda de recursos no-renovables, mediante un uso más eficiente de los mismos, desarrollando sustitutivos renovables, reciclando, etc., pero el objetivo inmediato más importante y que probablemente tendría un impacto mayor, sería la estabilización de la población seguida de una disminución de la población mundial. Efectos Ambientales de la Explotación Minera Nivel base ambiental: registro de la condición del ambiente en el área minera potencial para DIA y EIA, y para asegurar la recuperación de los terrenos después de la minería. Mina: ​ ​ Modificación de Paisaje (rajos, socavones, plataformas de sondajes, trincheras) ​ Desmontes ​ Caminos de acceso ​ Medios de transporte ​ Impacto en flora y fauna local (incluyendo microorganismos) ​ Impacto social ​ Impacto en cursos de aguas (drenajes) y aguas subterráneas Planta de procesamiento: ​ Infraestructura ​ Ruido ​ Uso intensivo de agua ​ Polvo ​ Relaves ​ Aguas contaminadas (reactivos, cianuro) ​ Ocasional contaminación marina Fundición: ​ Humos y gases tóxicos (SO2, NOx, CO2, As, Hg, Sb) ​ Escorias ​ Impacto en flora y fauna (km alrededor) ​ impacto en suelos agrícolas Campamentos mineros: ​ Construcciones ​ Caminos ​ Aguas Servidas Obras anexas: ​ Captación de aguas (superficial o subsuelo) ​ Plantas eléctricas ​ Mineroductos Operación minera: mina, planta de procesamiento y fundición deben considerarse en conjunto. Daño a la tierra: Químico, Físico Liberación de sustancias tóxicas: Metales pesados: Pb, Cd, As, Sb, Hg, (SO2 de humos fundición), cianuro. Filtros electrostáticos El Teniente, Chuquicamata (trióxido de As), recuperación de ácido sulfúrico. Drenaje ácido de minas: Problema mayor, aguas ácidas (H2SO4) generadas por la minería actual o pasada por la oxidación de minerales sulfurados principalmente pirita en presencia de aire, agua y bacterias. En algunas minas el problema surge después de la explotación al inundarse las labores subterráneas. Se debe evitar que el drenaje natural escurra por desmontes o relaves que contengan sulfuros y controlar el desagüe de minas; se utiliza calizas (CaCO3) para neutralizar la acidez, pero el efecto dura hasta que se consume el carbonato y si bien neutraliza la acción de algunas bacterias siempre existen otras que pueden desarrollarse en un ambiente menos ácido. Los componentes principales para la generación de ácido son: minerales sulfurosos reactivos; agua o atmósfera húmeda; y un oxidante, especialmente el oxígeno de la atmósfera o de fuentes químicas. La velocidad y la magnitud de la generación de ácido son afectadas por los siguientes factores secundarios: bacterias (Thiobacillus ferrooxidans), pH y temperatura. Neutralización de drenaje ácido: Existe una serie de minerales que pueden consumir acidez y neutralizar el drenaje ácido. Entre los minerales que consumen ácido se encuentran: carbonatos (calcita), hidróxidos (limonita), silicatos (clorita), arcillas. El mineral más común que consume ácido es la calcita (CaCO3), que consume acidez a través de la formación de bicarbonato (HCO3) o ácido carbónico (H2CO30). Salud y seguridad de los trabajadores: Exposición a materiales tóxicos. Debe haber ventilación adecuada y control de la exposición prolongada en ambientes poco saludables (Ej. Minas de Uranio). Polvo: produce silicosis. Debe ser mantenido en un mínimo en las minas y áreas industriales (regado, cubiertas). Ruido: Peligro ocupacional: sordera y distracción, molesto y puede afectar a comunidades vecinas. Se debe tratar de evitar la emisión, pero no siempre es factible. Desmontes y relaves: Materiales de baja ley o estériles en botaderos, relaves en tranques; pueden producir drenaje ácido ​ o derrames y contaminar flujos de aguas superficiales o subterráneas y afectan negativamente el paisaje natural. Se puede usar corte y relleno (es más caro, pero resulta en menos desechos), se pueden utilizar como áridos en construcción de caminos o para ocultar las labores mineras o modificar el relieve para minimizar la emisión de ruidos de las operaciones mineras. Fundiciones: emisiones de SO2, NOx y CO2.lluvia ácida (agua lluvia normal pH 5,7, pero puede llegar a 2,9). Destrucción de vegetación y vida silvestre en cursos de aguas. Acidificación de aguas de riego. Debe haber control de emisiones; alternativamente aumentar el uso de lixiviación química o bacteriana y electro-obtención de metales. Legislación y costo: leyes ambientales implican mayor control y gastos significativos para evitar los efectos en el medio ambiente. Certificación ambiental ISO 14.001 Minerales no metálicos o industriales: impacto similar a las de metálicos, pero usualmente son operaciones más chicas y con menos residuos. Deben tener las mismas precauciones respecto al medio ambiente. Alternativas para el futuro Microorganismos y minería in situ: las bacterias que oxidan sulfuros o azufre se utilizan para la recuperación de cobre en algunos yacimientos, pero es factible que a futuro sea factible lixiviar in situ depósitos minerales Ej. Chimenea de brecha de Quetena, pequeña minería en Andacollo, previa a Minera Carmen. Reciclaje y sustitución por tecnología de nuevos materiales: no es una solución muy favorable para países productores de metales. Debemos cuidar que exista un creciente sentido de responsabilidad de todos aquellos involucrados en la industria minera.