Brechas Pipe Traduccion

BRECHAS PIPE HIDROTERMALES; Baker, EM., Kirwin, D.J. y Taylor, R.G.EGRU – James Cook University of North Queensland (1985)

Traducido (2006)

INTRODUCCION

Esta contribución apunta a proporcionar un manual practico de exploraciónpara geólogos con relación al reconocimiento de texturas presentes en brechaspipe y los procesos que probablemente lo han producido. Baker (1984) propusoque las brechas pipe las cuales se han formado en diferentes profundidades, o pordiferentes mecanismos alrededor de la misma profundidad, deberían exhibircombinaciones diagnosticas de texturas por lo cual pueden ser categorizadasampliamente. Baker propuso una clasificación de brechas que son adoptadas aquí, con adiciónde una categoría adicional, las brechas pipe relacionadas a fallas. La clasificación es como sigue:

Brecha pipe hipabisal: cuerpos de pequeña a gran escala formados aprofundidades de aproximadamente 0.5 a 2 km. asociado con el escape de fluidosricos en volátiles desde un magma cristalino.

Diatremas – maar volcán: estructuras de nivel somero de gran escala producido porinteracción explosiva de un cuerpo de magma ascendente con agua subterránea.

Brechas de erupción hidrotermal: estructuras relativamente pequeñas producidas a nivelespoco profundos por la liberación explosiva de vapores sobrecalentados y no involucranninguna contribución magmática directa.

Brechas pipe relacionadas a fallas: formas a maneras de pipas de pequeños amoderados tamaños de rocas brechadas resultantes del fallamiento.

Nomenclatura y Aproximaciones para el Estudio de Brechas:

En la práctica una característica particular de una brecha tal como la forma de los clastos escomúnmente considerado un criterio adecuado para el reconocimiento de un tipo debrecha. En esta base, la brecha es luego nombrada con un nombre genético e.g. brecha decolapso. El termino "brecha de colapso" implica que la brecha a ser descrita esta formada porproceso de colapso, pero la presencia de clastos en forma de tablas (slabs) es comúnmentela única característica en la cual esta conexión entre la textura y el proceso es hecho. Enrealidad los clastos en forma de tablas (slabs) pueden ser producidos por cualquiera de variosprocesos, y a menos que haya otra característica como la naturaleza de la matriz de la brecha ylas relaciones con otros elementos de la brecha pipe estén considerados, es imposibleidentificar que tipo de proceso es responsable de la brechación.

Estos usos de términos genéticos no proporciona una base que puedan interpretar lastexturas en lo que se refiere a procesos. Sin embargo, si una combinación particular detexturas puede estar relacionado a un proceso, entonces se vuelve posible formular unmodelo de formación de la brecha pipe. Por un proceso de inducción, se puede postular unmodelo tentativo en base a las observaciones iniciales y entonces probar su validezcontra observaciones adicionales, de este modo llevando a un refinamiento progresivo delmodelo. Para facilitar esta aproximación, la capacidad del proceso de brechación y lastexturas producidas son discutidas dentro del contexto de cuatro categorías propuestasde brechas pipe.

Otro problema encontrado por estos trabajos en brechas es uno de nomenclatura:¿seria genética, o se usarían términos puramente descriptivos? Una selección de


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términos relacionados al proceso es usado preferentemente a términos descriptivos,en un intento de relacionar varias texturas a los procesos que pueden haberlosproducido. Una forma de nomenclatura relacionada al proceso es actualmentebien establecido en ambos campos usados en la literatura, y hemos adoptado yaclarado muchos de estos términos. Un glosario de los términos usados forma elApéndice 2.

Para evitar el uso subjetivo de los términos relacionados a los procesos esnecesario analizar en detalle las texturas y procesos responsables de lascaracterísticas observadas. Rasgos que nos pueden ayudar en distinguir entrelas texturas superficialmente similares formados por diferentes procesos sonanalizados en el fin de cada sección.

Reconocimiento de las Texturas de Brecha:

A escala de afloramiento los dos elementos principales de una brecha son losfragmentos y la matriz. Una observación inicial requerida es el rango del tamañoy las proporciones relativas de los dos, y si la brecha es soportado por clastos o pormatriz (clast-supported o matriz-supported). Una brecha soportada por clastoscomúnmente tiene cavidades que pueden ser rellenadas posteriormente porminerales hidrotermales.

En una brecha soportada por matriz pobremente clasificado pueden existir tamaños demateriales continuos, fluctuando de grandes bloques de muchos metros de diámetrodisminuyendo hacia partículas de roca. El grado de ordenamiento y el cociente declasto:matriz es una medida aproximada del grado de brechación y puede ayudar adeterminar el proceso que produjo el conducto. La angularidad de los clastos indica el gradode conminución (fracturamiento en pequeños pedazos) por molienda. La forma esimportante en conjunción con la angularidad como una indicación del proceso deformación; notar que los clastos poligonales irregulares pueden mostrar un considerablegrado de redondez de los bordes. Los clastos angulares pueden encajar juntos en un patronjig-saw (aserrado), indicando que solo movimiento menor de material ha tenido lugar, o losclastos pueden ser extremadamente bien redondeados sugiriendo en algunascircunstancias que la molienda prolongada de fragmentos dentro de una columna debrecha puede haber ocurrido.

La composición de los clastos y la matriz también es importante. ¿Es la matrizderivado del material molido de clastos o es de origen hidrotermal? ¿Son losclastos una composición exótica?. ¿Muestran los clastos señas de alteración ymineralización pre-brecha y, quizás indican la presencia de mineralización económica enprofundidad? ¿Cual es la relación de clastos y matrices en las rocas huéspedes? ¿Hay algúnmaterial intrusivo en la brecha y son los intrusivos pre o post datados a labrechación?


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BRECHA PIPE HIPABISALES

Descripción:

Las brecha pipe hipabisales son cuerpos cilíndricos a cuerpos en forma de zanahoria derocas cajas brechadas e intrusivos, fluctuando en diámetros de decenas de metros a más de unkilómetro y con una extensión vertical mayor a varias ordenes de magnitud mas grandesque el diámetro. La configuración geológica de muchos de estos cuerpos sugieren que sonformados entre 0.5 y 2 km bajo la superficie en relación intima con procesosmagmáticos de estadíos posteriores. La formación de brechas hipabisales noinvolucran necesariamente exhalaciones explosivas de los conductos hacia la superficieya que los ejemplos han descrito que parecen terminar hacia arriba dentro de rocas nobrechadas.

La variación textural considerable presente dentro de las brechas hipabisales sugierenque un número de procesos diferentes están involucrados. También, algunas texturas estánrestringidas a una porción particular de un conducto, indicando que procesos diferentespueden estar activos en diferentes ubicaciones dentro la pipa y en diferentes tiemposdurante su formación. El modelo propuesto abajo involucra ejemplos donde intrusivosácido a intermedios están íntimamente asociados con la brechación. Brechas pipesimilares sin una obvia relación a tales intrusivos no existen, en tales ejemplos, lastexturas observadas, su distribución relativa, y todas las formas del conducto sonsorprendentemente similares a aquellos discutidos en nuestro modelo relacionado aintrusivos.

Debido a que las brechas pipe hipabisales se forman en niveles comparativamenteprofundos, están generalmente asociados con mineralización estilo porfido.

Procesos Involucrados en la Brechacion Hipabisal:

Al contrario de las brechas de erupciones hidrotermales y maar volcan donde laformación de brecha puede ser directamente observada, nuestro entendimiento delproceso involucrado en la formación de brechas hipabisales esta necesariamente basadoen la interpretación de las texturas presentes. Idealmente, estas texturas deberían estarinterpretadas en términos de procesos geológicos o productivos. Donde la posibilidadde limitaciones experimentales y físicas de tales procesos deberían serconsiderados antes de que sea interpretada una textura particular. Debido a estaslimitaciones el origen de las brechas pipe hipabisales asociadas con actividad ígnea ydepósitos de mena han intrigado y desconcertado a los geólogos por décadas.

El conflicto teórico mas común en la literatura esta resumido en la Tabla 1. Parece quemuchos procesos interactuantes contribuyen a la formación y propagación haciaarriba de la brecha pipe hipabisal. Frecuentemente los procesos son repetitivos y la variaciónconsiderable puede existir en diferentes tiempos dentro de un conducto (pipe) o conjuntode conductos. Muchos depósitos de menas ilustran episodios multifasicos y complejos debrechación e.g. Toquepala (Richard y Courtright, 1959) y Ardlethan (Clarke, 1979).


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Brechación Explosiva:

La brechas hipabisales son comúnmente consideradas ser simplemente causadas porliberación explosiva de volátiles de la porción apical de una fusión cristalizante, sinconsiderar efectos de la profundidad de la formación que puede tener en la efectividad deeste proceso. Basado en observaciones hechas en explosiones nucleares y químicas,Nordyke (1961) demostró que el cráter producido por una fuerza particular de explosióndisminuye en tamaño con el incremento de la profundidad. En profundidades masgrandes que varios cientos de metros las explosiones fallaron al producir un cráter y ladisrupción de la roca fue restringida a fusión y catálisis inmediatamente adyacente al lugarde explosión. Burnham y Ohmoto (1980) llegaron a una conclusión similar de los modelosteóricos del sistema magmático; notar que la profundidad limite de la brechaciónexplosiva es dependiente del tamaño y forma de un cuerpo magmático.

A pesar que es difícil aplicar estos resultados directamente a la formación de brechas pipe,probablemente parece que esa profundidad creciente tiende a inhibir la brechaciónexplosiva, ya que la cantidad de material que debe ser desplazada hacia arriba parahacer espacios para la brechación es proporcional a la (profundidad)3. Además, algunaalternativa para la explosión como un mecanismo de brechación a profundidad debetambién explicar como fue producido el espacio requerido, como un espacio debe estarpresente o los fragmentos de rocas no pueden ser desplazados relativamente unos aotros. Siguiendo esto parece probable que las brechas pipe están formadas porprocesos mas que por explosión, el volumen de una brecha pipe estará en función alespacio original disponible.

Brechación No Explosiva Relacionada a Volatiles Derivados Magmaticamente

Norton y Cathles (1973) analizaron el problema de espacio esencial en la brechación en nivelesmas profundos. Ellos propusieron un modelo de formación de brecha pipe por donde elescape de volátiles de la porción apical de una fusión cristalizante produjo un vacío omas exactamente un reservorio rico en fluidos con el consecuente colapso de las rocashuésped sobreyacientes y la formación de la columna de brechas. Pichavant (1979)demostró experimentalmente que una fusión rica en boro podría coexistir con una fasehídrica rica en volátiles en la cual la solubilidad de sílice y aluminio fueron mejoradasgrandemente. Tales como la fase hídrica pudo contener mas de 15% de boro por peso yaun más agua. El escape de tal cantidad de volátiles seria suficiente para iniciar lasituación de colapso avizorado por Norton y Cathles (1973). El escape de fluidos ricosen volátiles del área sobrepresionada vía fracturas resulta en una sustancial presión dentrode esta zona. El fluido dentro de los poros y fracturas de las rocas huéspedes e intrusivas,aun sobrepresionadas proporcionaron el escape lo suficientemente rápido, provocandoclastos tabulares y formas en cuña al estallar fuera de las paredes adyacentes dentro delreservorio recientemente evacuado por el fluido. El estallido de los bloques separadosdentro del reservorio de fluidos pudo resultar en su exfoliación concéntrica. Este procesose refiere comúnmente a un shock descompresivo y fue discutido por Farming (1937) yFletcher (1977). En el caso de una fusión hídrica rica en boro la presión y perdida devolátiles puede resultar en el enfriamiento de la porción residual de la fusión,produciendo una brecha mostrando texturas características de shock descompresivos


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cementados por una matriz cuarzo-turmalina. Allman-Ward et al. (1982) describió este tipode brechas cementadas por turmalina en Wheal Remfry, Cornwall, asociado con intrusivosricos en boro como evidencia por la presencia de bandas ricas en turmalina pre-consolidacióndentro del granito.

Otros volátiles tales como el cloro, dióxido de carbono y fósforo puede actuar como elboro en variación de grados asistiendo la formación de brechas pipe. Bailey (1977) yShannon et al. (1982) consideraron que las fluctuaciones en la presión parcial del fluordentro de una fusión cristalizante es responsable para la formación de rocas de bandascrenuladas de cuarzo sobre las porciones superiores de algunos intrusivos.Generalmente la presencia inicial de otros volátiles en una fusión cristalizada no es tanobvio como para el boro y el fluor; y aun donde las texturas indican que ocurren altocontenido de volatilidad inicial, la brechación no esta significativamente presente. Ejemplosdonde las texturas de cuarzo crenulado están asociados con brechas incluyen Kidston(Mustard, 1983) y Montañas Seventy Mile (Claussen,1984). Presumiblemente una ciertacantidad de sobrepresión de estos volátiles deben ocurrir antes de las condiciones quevienen a ser favorables para la brechación.

En una situación donde la brechación en profundidad esta relacionado a volátilesderivados magmáticamente, la fase rica en volátiles debe escapar o contraer en orden deproveer el espacio inicial necesario para habilitar la brechación a ocurrir. Burnham(1979) describió como los volátiles vienen a ser concentrados durante lacristalización de la fusión debido al efecto del calor latente de cristalización. Lasobrepresión resultante de la ebullición puede ser suficiente para fracturar la roca circundantehidráulicamente, resultando en venillas de stockworks comúnmente presentes en losdepósitos. La sobrepresión es acrecentada por un incremento en la unidad de volumen delcristal mas la fase hídrica comparado a la inicial fusión silicatada. Norton (1982) calculóque el fracturamiento hidráulico pueden causar un incremento en la permeabilidadde dos ordenes de magnitud. Donde una porción considerable del volumen de la roca fueocupada por tal fluido, su rápida evacuación de las fracturas podrían producir suficienteespacio para iniciar la rebrechación.

La brechación puede cesar en este estadio temprano si la cantidad de fluidos ricosen volátiles dentro de la zona de sobrepresión es relativamente menor. Sin embargo, unvacío sustancial inicial podría producir una columna elongada de brecha de colapso sobre laintrusión. Las brechas de colapso resultantes tienen clastos afilados con formascomúnmente tabulares, a pesar que estas formas de los clastos también estainfluenciado en alguna extensión por las estructuras prexistentes en las rocas. Estas brechasson típicamente soportadas por clastos, con insuficiente matriz de polvo de roca para llenar lascavidades existentes, que pueden ser llenados por minerales hidrotermales posteriores,

En la mayoría de brechas pipe, sin embargo, los clastos son redondeados asubangulares y están soportados una matriz de polvo de roca. En estos ejemplos, un procesoadicional mas que de simple colapso ha sido probablemente activo durante la formación dela brecha pipe; un proceso capaz de moler los clastos para producir bordes redondeados yuna matriz de polvo de roca. Los fragmentos de brechas tempranas estáncomúnmente presentes como clastos indicando que la brechación fue un procesomultifásico.


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Fluidización

Reynolds (1954) reconoció la similitud entre las texturas de brechas mostrando un clarogrado de molienda, y materiales industriales que han sufrido fluidización. Lafluidización ocurre cuando un liquido o gas pasa hacia arriba a través de una capaparticular inicialmente flotando, las partículas suben en una condición similar aaquella observada en la arena movediza. Con el incremento de velocidad de fluidolas partículas se agitan y entonces son transportadas por el gas o liquido haciaarriba por el centro y abajo a lo largo de las márgenes de las celdas fluidizadas. Laspartículas vienen a ser desgastadas durante este proceso, con redondeado de clastosy producción de cantidades significativas de matriz de polvo de rocas. Lasmoliendas prolongadas pueden producir clastos casi esféricos. Clastos menosredondeados que son mas resistentes a la abrasión o han estado bajo fluidizaciónpor cortos periodos de tiempo son mezclados con los clastos mas redondos dentrode la columna de brecha. Este tipo de brecha esta referido a una brecha de molienda.

Cuando la fluidización toma lugar en un espacio restringido, tal como una fractura alo largo de la cual los volátiles están escapando, la molienda puede producir undique de brecha de guijarro en la cual la mayoría de clastos son esféricos y se apoyanen una matriz de polvo de roca.

La molienda del material de la brecha también puede ser producido por otrosprocesos mecánicos. e.g. Fyfe et al. (1978) sugirieron que la alta presión de losfluidos en los poros y la generación de vapor a la cabeza de una intrusión puede resultaren la disgregación de las rocas cajas por flujos cataclásticos y deslizamientos en losbordes de los granos, habilitando un magma viscoso para romper su camino hacia arriba. Talbrecha seria improbable para contener clastos redondeados y en lugar de formar unacolumna de brecha alargado sobre la intrusión formaría una vaina o casqueteprobablemente alrededor del tope del intrusivo.

Los experimentos de Woolsey et al. (1975) proporcionan un entendimiento útil de lasecuencia de eventos probablemente por estar involucrados en la formación de unacolumna de brecha. Inicialmente una burbuja estacionaria debe formarse antes de quecualquier movimiento de material pueda ocurrir (Figura 4A). Debido a que losexperimentos de Woolsey fueron conducidas en arena ligeramente compactada, el vacío seformo cerca a la superficie con la celda fluidizada inicial abajo. Con un continuosuministro de gas la celda fluidizada en los experimentos eventualmente brecha lasuperficie y la eyección del material de la columna construye un manto dematerial alrededor del conducto similar al manto de tufo observado alrededor de los maarvolcán (Fig 4B y 4C).

En el caso de las brechas hipabisales formadas en la naturaleza la posición del vacíoinicial probablemente sea en la parte superior de la intrusión; la columna de brecha entoncesdetendría su salida por colapso. Si la celda fluidizada colapsa en este estado, por ejemplo,debido a la vaciado de los volátiles, la brecha pipe resultante puede abrirse explosivamentehacia la superficie. Los conductos pueden no brechar la superficie por la transición deesfuerzos verticales dominantes al régimen de esfuerzo dominante horizontal dentro deuna escala profunda de 1.0 a 0.5 km como lo indicado por los experimentos de mecánica de


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rocas de Hoek y Brown (1980). Este cambio posiblemente inhibiría la brechación por elproceso anterior como el sistema se acerque a profundidades someras. Es necesario unapresión diferencial a través de la columna para mantener la fluidez de la celda, tal comopodría resultar del escape de volátiles hacia la superficie vía una red de fracturas.

La relevancia de estos experimentos hacia los maar volcán serán discutidosposteriormente. Sin embargo las brechas hipabisales presumiblemente brecharan haciala superficie explosivamente en algunos casos, particularmente si se involucra un influjo deagua meteórica, como en algunos ejemplos bolivianos (Grant et al., 1980). Donde brechan lasuperficie o se forman relativamente a poca profundidad, la brechación explosivapuede llegar a ser un proceso dominante haciendo difícil distinguir una brecha pipe quefue iniciada como una brecha hipabisal de un típico maar volcán.

Modificación de la Fase Tardía de Brechas

Durante y después de los estados de menguado de la fluidización, pueden tomar lugarconsiderables modificaciones dentro de la columna de brecha y rocas huéspedesadyacentes. Un factor mayor que afecta esto es el contraste de competencia entre la rocahuésped y la brecha no litificada, frecuentemente la resultante en el callamiento fragil derocas huéspedes no apoyadas durante la compactación del material de brecha. Una zona defracturas laminadas (sheeted) son comúnmente descritas en los márgenes de losconductos, con bloques de roca caídos de las márgenes de los conductos presentesdentro de la brecha (Sillitoe y Sawkins, 1971; y Jacobsen et al., 1956). Donde la columna debrecha fluidizada no brecha la superficie de la roca sobreyaciente puede suavementesubsidir dentro del conducto formando una zona de shattering (Baker y Horton,1982). En las porciones superiores de esta zona donde la cantidad de movimiento hasido minima, los clastos muestran muy poco desplazamiento entre ellos y aun puedelocalizarse en sus posiciones originales. El espacio entre los clastos esta generalmenterellenado por minerales hidrotermales tales como cuarzo.

Un Modelo para Formación de Conductos de Brecha Hipabisal

La figura 6 es un modelo esquemático de un brecha pipe hipabisal. Las placas referidas sonanalizadas abajo.

Porción inferior del conducto

En el modelo propuesto la porción inferior del conducto estará en estrechaproximidad al lugar de la fusión rica en volátiles. Debido a la sobrepresión inicial devolátiles los intrusivos y las rocas cajas adyacentes pueden contener mineralización enstockwork (Placa 1). El escape de fluidos sobrepresurizados de los poros y fracturas de losintrusivos y rocas huéspedes adyacentes causarían formas de clastos tabulares y filudaspara estallar explosivamente de la roca adyacente dentro del área recientemente evacuadapor los fluidos, produciendo una brecha con texturas descompresivas (Placa 2). El estallidosimilar de grandes bloques aislados produciría clastos concentricamente exfoliados (Placa3). En el caso de sistemas ricos en boro, este proceso de shock descompresivo puederesultar en el enfriamiento de la porción residual de la fusión hídrica, produciendo unabrecha cementada por una matriz rica en turmalina. Durante la actividad subsecuente,


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parte de las brechas de turmalina pueden llegar a ser rebrechadas e incorporadascomo clastos dentro de la brecha posterior. Presumiblemente en este nivel una proporciónsignificativa de clastos presentes serán derivados del intrusivo.

Porción media del conducto

La porción media del conducto esta caracterizado por una "brecha molida" consistiendode clastos subangulares a redondeados, tabulares a cúbicos, soportados por matriz depolvo de roca producida por el molido de los clastos. En cuerpos grandes de brecha unamezcla de clastos de varias formas, tamaños y composición deberían esperarse en estasección del conducto debido al efecto de mezcla durante la fluidización. Los márgenes delconducto pueden mostrar fracturamiento laminado concéntrico al conducto donde lasrocas sin apoyo han comenzado a subsidir dentro de la brecha (Placa 5). Las fracturas en lascajas del conducto también pueden formarse por el fracturamiento hidráulico de las rocascajas por fluidos sobrepresurizados anteriores a la formación de la brecha. Las pequeñaspiedras de estas fracturas de rocas dentro la brecha pueden resultar en capas imbricadasde clastos con una orientación casi vertical cerca al margen, llegando a ser rotados a lahorizontal dentro del conducto tan pronto como se vuelvan compactas (Placa 6).

Porción Superior del Conducto

En las porciones superiores de la brecha se pueden presentar grandes bloques de rocashuéspedes mostrando grados variados de desplazamiento y rotación dentro de la brecha.Donde una cantidad significativa de material de roca huésped ha bajado en la brechasin sufrir mucha mezcla, esto puede ser posible para trazar la estratigrafía de la roca huéspedpre-brecha a través del conducto, e.g. Kidston (Baker, en prep.). La subsidencia de las paredes ytechos del conducto de brecha también puede producir destrucción (shattering) de laroca huésped adyacente resultando en la formación de brecha destrozada (shatter brecha,Placa 7). Los clastos muestran solo desplazamientos menores relacionados unos a otrosy pueden encajar juntos en un patrón jig-saw. La cantidad de desplazamiento entre losfragmentos puede incrementarse hacia abajo gradando dentro de una brechasoportada por clastos comúnmente referida como una "brecha de colapso".

Puede ocurrir fluidización, donde el escape de volátiles que suben a lo largo de lasfracturas han sido prolongadas, produciendo diques de brecha de guijarrosconsistentes de clastos redondeados de agrupaciones mezcladas en una matriz de rocamolida (Placa 8). Las formaciones de diques de brecha de guijarros esta íntimamenteasociados con el escape de volátiles durante la brechación y además es probable quesean sincronos con la fase de formación principal de la brecha pipe y preservadosobre la porción superior de un conducto sobre la columna. Dentro del sistema porfírico(después Walker y Cregheur, 1980) los diques de brecha de guijarros son observadosgeneralmente siendo de ultimo periodo cortando la mineralización de stockwork. Esto escoherente con el modelo propuesto donde el levantamiento hidráulico resultando enfracturamiento stockwork es precursor a la brechación.

Expresión poco profunda de conductos de brecha hipabisal

En áreas de erosión poco profunda donde los conductos de brecha hipabisal no estánexpuestas, su presencia en profundidad pueden ser indicadas por alguna de lascaracterísticas presentes en las rocas huésped adyacentes a las porciones superiores de estos


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cuerpos, e.g. diques de brechas de guijarros y rocas cajas destrozadas ycementadas. En la superficie alguna evidencia de estructuras subsidente puede estarpresente si el diámetro en el tope del conducto fuera aproximadamente igual o mayor quesu profundidad bajo la superficie. Sillitoe y Sawkins (1971) describieron redes defracturas arcuate sobre algunas brechas pipe chilenas, y Sharp (1978) se refirió acaracterísticas similares en un modelo del intrusivo Cave Peak/complejo de brecha (Figura1)

Modificaciones al modelo

Un resumen de las texturas de brecha comúnmente encontradas en las brecha pipehipabisales y los procesos que ellas podrían reflejar esta contenido en el apéndice 2.Como se discutió en el modelo (Figura 6) los tipos de textura particular o combinacionesde texturas son frecuentemente características de un nivel dentro del conducto. Sinembargo cualquier numero de variables tales como las rocas caja y/o naturaleza del intrusivoy la profundidad de formación, pueden llevar a variaciones de este modelo. Por ejemplo,donde la cantidad inicial de fluidos fue insuficiente para iniciar cualquier colapsosignificativo, o si la presión de los volátiles fuera demasiado baja para sostener una celdafluidizada, la proporción de brecha mostrando una cantidad significativa de molido esprobable que sea pequeño. Las características normalmente presentes en la secciónmedia del conducto donde la fluidización parece ser el proceso dominante no esprobable que este desarrollado fuertemente.

Si una brecha pipe hipabisal es amplia hacia la superficie, la morfología del conductopodría ser similar a aquel del maar volcán. Sin embargo, no sabemos de ninguna brechapipe donde tal situación ha sido demostrada. Quizás esto es debido a que la brechaciónexplosiva de poca profundidad se convierte en un proceso dominante y además sucaracterística final viene a ser aquel de un maar volcán. Las características que puedencaracterizar tales maar volcán incluyen la presencia de clastos mostrando mineralizacióntipo pórfido, y la carencia de algún intrusivo poco profundo que son una parteintegral de la formación de un maars volcán normal (ver abajo).

Confusión entre varias texturas

Como es común en la mayoría de ambientes geológicos, las texturas pueden serdifícilmente identificadas. Esto puede ser evitado examinandolos en la luz de los procesos quepudieran haberlos producido.

Las fracturas laminadas y asociadas a brechas slabby tienen una textura algo similar aaquella brecha producida por un shock descompresivo en un sistema rico en boro. Sinembargo, en la forma de los clastos están soportados en una matriz de roca molida masque en un cemento rico en turmalina y esta mezclado con un grado en una “brechamolida” típica. Esta relación sugiere que el fracturamiento laminado y la brecha slabby seforman adyacente a la celda fludizada y subsecuentemente están incorporadas dentro de lacolumna fluidizada, probablemente durante su periodo de menguado.

Las fracturas laminadas podrian ser confundidas con stockwork. Sin embargo, la formacióntiene orientaciones concéntricas considerando que el último tiene una orientación masaleatoria y consiste en generaciones múltiples de fracturas o venillas cortantes. Las venillas destockwork también podrían ser confundidas con la "shatter brecha" aunque en detalle el


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ultimo consiste de roca brechada con una generación de relleno hidrotermal enlugar de múltiples fracturamientos/venilleo típico de un venilleo en stockwork.


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MAARS VOLCAN

Descripción

El maars volcán consiste de aberturas circulares de bajo ángulo fluctuando de varios cientos demetros a mas de un kilómetro en diámetro. Ellos están comúnmente llenados con agua yrodeados por un anillo estrecho de eyecciones compuestos de una mezcla derocas huéspedes brechadas y material volcánico juvenil. Lorenz (1975) observó que elmaars en Eifel en Alemania y en el Massif Central en Francia están comúnmente asociados conconos de ceniza los cuales erupcionan a lo largo de una fisura invariablemente yaciente enlas montañas o pendientes de valles mientras que el maars yace en la intersección de lafisura con el piso del valle. Presumiblemente en el piso del valle el magma ascendenteencuentra una cantidad sustancial de agua subterránea resultando en una erupciónexplosiva.

Cas y Wright (1983) consideraron que a través del termino maars volcan se ha usadolibremente para describir todos los centros volcanicos de anillos bajos incluyendo anillosde tufos y conos de tufos, una clara distincion es requerida entre estos terminos, e.g.Wood(1982), Sheridan y Wohletz (1983) diferenciaron entre estas estructuras del siguientemodo:

"Los anillos de tufos tienen perfiles topograficos bajos y taludes externos suaves mientras quelos conos de tufos tienen perfiles altos y taludes exteriores abruptos. Si el piso se extiende bajo elterreno superficial original ellos pueden llamarse maars.

Los anillos de tufos estan asociados con los maars mas que con los conos de tufos. La diferencia en laspendientes de los anillos de tufos y los conos de tufos es debido a la cohesion de la cenizahúmeda que construye la ultima estructura”.

El término maar volcán ha sido adoptado por el uso general aquí porque la exploraciónnormalmente esta involucrado con mineralización epitermal en las porciones erosionadasmas bajas de estos conductos.

Los términos diatrema y maar volcán han sido usados sinónimamente por muchos autoresincluyendo Cloos (1941) y Lorenz(1975). Comúnmente diatrema es usado cuando se refiere alas aberturas rellenadas por brecha parcialmente erosionadas de un maar volcán original. Lasbrechas pipe con presencia de diamante (conductos y diatremas de kimberlita) también tienenla forma, medidas y características muy similares al maar volcán.

Procesos Involucrados en la Formación del Maar Volcán

Los Maar Volcán se forman por la erupción de agua meteórica explosivamente lanzadaal vapor cuando entra en contacto con un magma ascendente. El proceso a sidoreferido a una erupción freatomagmática por Lorenz (1975) y como hidrovulcanismopor Sheridan y Wohletz (1983).

El proceso observado para la formación del maar volcán se resume como sigue. Cuando elagua subterránea dentro de una fisura entra en contacto con un cuerpo de magma intrusivo, elagua es calentada. Si cualquier temperatura en la columna de agua sobrepasa la presiónque controla el punto de ebullición este lo transmitirá a vapor. El alivio de la presiónresultante causaría que el nivel de formación de vapor para propagarse disminuya. Laerupción de este vapor en las fisuras arroja fragmentos piroclásticos y vapor y talvez


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agua, dependiendo de la proporción de agua : magma. La proporción anterior controlalargamente la energía de hidroexplosiones (Sheridan y Wohletz, 1983).

Moore (1967) describió una serie de erupciones de nubes de fragmentos saliendoradialmente de la base de una erupción de una columna freatomagmática en elvolcán Taal en Filipinas en 1965. Nubes similares, referidas como unas olas base, han sidoobservadas en pruebas nucleares subterráneas someras. Las olas base aparentemente seforman al expandirse los gases en el centro explosivo primero abriendo verticalmente yluego con expansiones continuas, salen afuera horizontalmente sobre el anillo del cráter. Lasnubes de olas base se mueven horizontalmente con una velocidad inicial de aprox. 50 m/s y escapaz de llevar material clástico muchos kilometros de la abertura. Los clastos de brechadepositados por las olas base en Taal salieron a casi un metro en diámetro y estuvieronmezclados con matriz pobremente clasificada de polvo y lapilli con madera en pedazos yramas de árboles desechos.

Depósitos de Olas Base

El material piroclástico forma una cobertura soporte de depósitos de olas basealrededor de la abertura. Este material es depositado por olas de erupciones de altaenergía, dando realce a laminas delgadas de inconsolidadas capas de brechas y detufos pero bien estratificadas. Las capas de tufos de grano fino contienen lapilliacrecionario y capas en forma de dunas. El lapilli acrecionario es formado por la acreciónde partículas de polvo en fragmentos pequeños de rocas o gotas de agua la cual se condensadebido a enfriamiento adiabático de las nubes de olas base expandidas. Los ángulos bajos(menos de 15°) forma de dunas, estratificación cruzada es característico de depósitos deflujos densos, comúnmente en capas de grano fino asociada con lapilli acrecionario.

Desarrollo de las Aberturas por Erupciones Freatomagmáticas y Subsidencia

Al final de las erupciones individuales de presión dentro las aberturas es mas bajo que lapresión litoestática circundante. La gradiente de presión resultante dirige a unrompimiento a profundidades y a un derrumbe mas suave cerca de la superficie(Shoemaker et al., 1962). La fisura alargada es ahogada con los fragmentos de la roca cajay rellenada con agua iniciando otro ciclo de erupción. Con erupciones continuas laabertura aumenta en diámetro y se propaga hacia abajo. Con tal que haya un suministrode magma y agua, las erupciones freatomagmáticas y subsidencia continuaran. Si elsuministro de agua es agotado, el magma puede intruir el material en la abertura enforma de plugs, sills, diques y diques anulares.

Cuando las aberturas alcanzan un diámetro crítico, grandes bloques de roca caja yfragmentos de piroclastos sobreyacientes puede subsidir dentro de la brecha pipe. Lasfallas circulares, buzando interiormente abruptas referidas como "fallas anulares" seforman alrededor del anillo del cráter durante la subsidencia. Esto agranda la abertura y llevaa la formación de un lago de cráter maar en el que pueden depositarse los sedimentos. EnWau, Papua Nueva Guinea, Sillitoe et al.(1984) reportaron la presencia de grandesbloques del basamento y materiales de anillos de tufos sobreyacientes con dimensioneshorizontales en exceso de 300 metros, los cuales parecen haberse deslizado suavementehacia abajo 3-400 metros dentro del centro del conducto. La base de tales bloques essubyacida por una zona de abertura y base de brechas cizalladas. La compactación ysubsidencia del material de la abertura puede resultar en buzamientos abruptos y


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derrumbes locales y el volcado de los estratos.

Fluidización

Como se ha discutido previamente las observaciones de Nordyke (1961) en explosionesnucleares y químicas tienden a indicar que las erupciones hidrovolcánicas/freatomagmáticas son improbables en producir brecha pipe con una extensión verticalde mas de varios cientos de metros. Desde que los maar volcán son conocidos para tener unaextensión vertical en exceso (Lorenz, 1975; Sillitoe et al., 1984), otros procesos pueden sermas importantes en profundidades bajo cientos de metros. Lorenz (1975) sugirió que lafluidización dentro de la abertura puede ser un proceso activo responsable para elmolido de las rocas subsidentes en material de tamaño lapilli a ceniza. El no consideróque la fluidización actualmente agranda la abertura directamente, pero que este resultóde la subsidencia a lo largo de las fallas anulares. Lorenz (1975) y tempranos trabajadoresincluyendo Cloos (1941), refieren a la fluidización como "tufizacion" (tuffisation) y al materialproducido como tufisitos (tuffsite). Los tufisitos parecen tener muchas caracteristicasdestacadas de la fluidización, e.g., intrusion dentro de fracturas y fallas dentro de las aberturasde brechas y clastos asi como tambien intrusion dentro de la roca caja y la presencia defragmentos redondeados de tamaño lapilli dentro del tufisito.

Parece probable entonces que en las porciones mas profundas de la abertura, donde labrechación explosiva esta inhibida por el peso completo de sobrecarga, la fluidización puedeentonces llegar a ser el proceso dominante. Probablemente la fluidización resulta del rápidoescape de vapor sobrecalentado bajo presión a lo largo de las fallas y fracturas o en casosextremos directamente hacia arriba a través de la columna de brecha.

Relación a Conductos de Kimberlita:

El modelo para los conductos de kimberlita en África construidas por Hawthorne (1975)en base a observaciones de campo, es similar a aquel para los maar volcán descritos porLorenz (1975). El modelo kimberlita consiste de un conducto de 300 a 1500 metros dediámetro, con lados que buzan empinadamente al interior alrededor de 80° y con unaextensión vertical de mas de un kilómetro. La expresión de superficie originalconsiste de una capa de kimberlita rodeando la abertura referida por el autor comoun cono de tufos. La porción superior del relleno de la abertura consiste dekimberlita epiclastica y sedimentaria. La abertura de la brecha esta comprendido derocas locales y kimberlita en aproximadamente proporciones iguales y soportes de grandesbloques de rocas locales los cuales han subsidido dentro del conducto. La porción inferiorde las aberturas se estrechan abajo y de las raíces salen un dique o sill de kimberlitamagmática. Lorenz (1975) consideró que los conductos de kimberlita se pueden formarpor un proceso similar a aquel de un maar volcán, involucrando la interacción de aguasubterránea con un magma kimberlitico. Esto esta fuertemente apoyado por el hecho queellos pasan hacia abajo en diques y sills. Los resultados isotópicos en minerales enbrechas de matriz de kimberlita por Sheppard y Dawson (1973) sugieren lainclusión de agua subterránea a temperaturas elevadas (T > 75°C).

Modelo de un Maar Volcan Típico.

La figura 7 es un modelo generalizado para un maar volcán típico mostrando la


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distribución de varios tipos de brecha dentro del sistema. El ancho anular del anillo detufo es característicamente similar al del diámetro de la abertura.

Anillos de Tufos, Conos de Tufos Cónicos y Lagos de Cráter Maar

En casos donde solo la erosión menor ha tomado lugar desde la formación del maar, el anillode tufo rodeando la abertura probablemente va ser preservado mas o menosintacto y esta caracterizado por capas de tufos de grosor uniforme (100 cm) intercaladoscon brecha masiva, capas que pueden ser mayores de decenas de metros en espesor. Lostufos intercalados consisten de cenizas de grano fino a material del tamaño de lapilli, conbloques mayores de varias decenas de metros en diámetro depositados por las olasbase. Estos bloques depositados por las olas base no muestran cráteres de impacto, encontraste a aquellos que han sido depositados balísticamente (Placa 10). Las capas de tufosmantienen un espesor relativamente uniforme de espesor sobre distancias de varioscientos de metros. Las capas retorcidas (convolutas) están presentes localmente y puedenresultar de derrumbes o de explosiones directas volcando depósitos recientes en el anillo delcráter. El lapilli acrecionario (Placa 11) y la estratificación cruzada de ángulo bajo (menos de15°) en forma de duna están característicamente presentes en los tufos de grano fino (placa12).

Cerca al conducto las capas buzan hacia dentro, pero hacia fuera ellos buzan suavementefuera de la abertura (Figura 7). La longitud de onda de las capas en forma de dunasdisminuyen hacia fuera del centro explosivo y las crestas de las dunas tienden a serperpendiculares a la dirección de las olas. El lapilli acrecionario se extiende adistancia media de la abertura donde las capas masivas lenticulares son comunes. Lascapas distales planas carecen de estratificación cruzada, pero despliegan una gradación inversadebido a su emplazamiento por el flujo de granos.

Los conos de tufo son depósitos gruesos, endurecidos, cerca de la abertura. Las capasson generalmente gruesas, con estratificación indistinta. Grandes deslizamientos y megaondas debido a la deformación post depositacional son comunes en taludes abruptos.Heiken (1971) reporto que los taludes internos abruptos de las paredes de los cráteres en lamayoría de los conos de tufos que estudió están cubiertos con tufos bien estratificadoscasi verticales. Las capas son menores a un metro de grosor y muestran gradientenormal a inversa, y deben haber estado endurecidos en la pared del cráter durante lafase de menguado de la erupción. El centro de tales aberturas están rellenadas comúnmentecon brecha de tufos masiva.

Los anillos de tufo y conos de tufo depositados bajo el agua están caracterizados porbrechas de tufos los cuales carecen de estratificación, lapilli acrecionario, estratificacióncruzada en forma de dunas, cráteres de caídas de bomba.

Aberturas Media a Inferior

A niveles profundos las brechas de abertura son comúnmente masivas a imperfectamenteestratificada, y grandes bloques de rocas huésped y material de anillos de tufos puedenser suspendidas dentro de éste. La brecha que es similar en apariencia a la masivainterestratificación de brecha dentro de las capas de tufo, consiste de fragmentos angularesgeneralmente alrededor de uno a varios centímetros de diámetro soportados en una matriz depolvo de roca de composición similar.


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Los estratos donde se presentan están en una escala grande, reflejando diferencias en elpromedio de la medida de clastos y la composición de clastos y matriz, y loscontactos entre tales estratos son generalmente gradacionales. Menos comúnmente selevantan dos o tres bandas por metro de horizontes intercalados pobres en clastos yricos en clastos que pueden estar presentes. La gradación donde es discerniblegeneralmente no esta consistente a lo largo de un horizonte y las estructuras internas estánausentes. Los buzamientos son generalmente bastante abruptos en la parte media ainferior del conducto (Figura 7 & Placa 13). Alrededor de los márgenes del conducto,zonas de brecha de abertura cizallada y rocas huéspedes brechadas son comunes.Esta brecha puede ser soportado por clastos o por matriz.

Con aumentos de la profundidad las evidencias de fluidización es probable sea máspronunciado. En algunas instancias los cuerpos a manera de dique de material de brechafluidizado puede ser hallado intruyendo las aberturas de brecha mas tempranas ygrandes bloques incluidos. Las brechas producidas o modificadas por la fluidizacióncontienen característicamente abundantes clastos pequeños bien redondeados (menosde un centímetro).

El fondo de estos conductos comúnmente pasan hacia abajo dentro el cuerpo intrusivoel cual fue responsable para la iniciación del hidrovulcanismo. Comúnmente mas deuna fase intrusiva está presente, con diques y domos intruyendo la brecha de aberturaen varios periodos en su desarrollo.

Abertura superior

La parte superior de la abertura contiene comúnmente secuencias sedimentarias queconsisten en intercalación de limolitas tufáceas y capas de brecha epiclástica {fig. 7 y placa13). La compactación del material de abertura puede resultar en buzamientos empinados yvolcado local de los estratos. Donde la subsidencia ha estado relativamente uniforme através del conducto los estratos buzaran radialmente hacia adentro en la parte exterior delconducto, mientras hacia el centro el buzamiento puede horizontalizarse y cambiarde inflexión. En la parte interna del conducto, se pueden presentar pliegues dedeslizamiento. La subsidencia de grandes bloques dentro del conducto y elemplazamiento de domos a través del conducto también pueden llevar a unadisrupción de capas dentro del conducto. Donde los domos han intruido la superficiecontemporánea están comúnmente circundados por capas de talus o brecha fragmentadaconsistente de bloques de material intrusivo en una matriz de composición similar.

Confusión entre Varias Texturas

Desde la depositación dentro de los lagos de cráter maar ocurre en un ambientelacustre tranquilo y la mayoría del material se deriva de la erosión de material de anillode tufos, las capas en las secuencias del lago de cráter pueden ser confundidas congruesos depósitos de olas. Estas capas subacuaticas de lagos pueden ser distinguidospor la carencia de estratificación en forma de dunas y lapilli acrecionario, y por lapresencia de capas rítmicas de horizontes tufaceos finos y ricos en orgánicos. En casosdonde la estratificación de buzamiento abrupto refleja cada deposito sucesivo deerupción el cual se ha asentado dentro la abertura después de cada erupción o rellenos


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de sedimentos maar, las capas muestran una somerización gradual en el buzamiento haciael centro y un cambio en la inflexión en aquel punto. Las estructuras interiores enlos depósitos de olas de base y sedimentos maar sirven para distinguir material decobertura de tufo formado por olas de base de las brechas con otros tipos de capas (analizadoabajo).

Heiken (1971) reportó la presencia de capas de tufos concéntricos con buzamientoempinado a vertical en la parte superior de una abertura. Aparentemente estas capasfueron endurecidas sobre las paredes del cráter durante los fases de menguado de laerupción. La ausencia de estructuras internas en estas capas los distinguen de aquellosanteriormente tratados.

Donde las capas concéntricas buzan abruptamente a verticalmente en todas partesdentro del conducto probablemente se han formado como resultado de corte diferencialproducido por flujos dentro de una columna de brecha fluidizada. En tales casos las capasinternas serán sucesivamente mas jóvenes y puede mostrar relaciones intrusivas y nopuede mostrar ninguna estructura interna.


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BRECHAS DE EXPLOSION HIDROTERMAL

Descripción

Las explosiones hidrotermales son fenómenos comunes en muchas áreas de manantialesde campos geotermales tales como la zona volcánica de Taupo en Nueva Zelanda y elParque Nacional de Yelowstone, U.S.A. Las brechas de explosión hidrotermal tambiénson encontradas en otras situaciones geológicas; por ejemplo, Sillitoe et al.(1984) reportó lapresencia de mineralización de oro asociado con brechas de explosión hidrotermal en losanillos de tufos de un maar volcán.

Los cráteres de explosión tienen diámetros que van de varios metros a varios cientos demetros, y una extensión vertical limitada de menos de 200 metros. La cubierta de caídoso "anillo de derrubios" forman un monte circular mayor de 200 metros de anchoalrededor de la periferia del cráter y esta comprendido por material arrojado en lasaberturas explosivas responsable de la formación del cráter.

Procesos Involucrados en la Formación de Brecha de Explosión Hidrotermal

Muffler et al. (1971) consideraron las explosiones hidrotermales a formarse por lossiguientes mecanismos:

Las explosiones hidrotermales son producidas cuando el agua contenida en las rocascerca de la superficie a temperaturas tan altas como 250°C lanza vapor y rompeviolentamente las rocas confinantes.

Las erupciones hidrotermales no son explosiones volcánicas típicas. Todo la energía requeridaprobablemente proviene de una fuente ígnea profunda; esta energía es transferida hacia lasuperficie por circulación de agua meteórica en lugar de magma. La energía esalmacenada como calor en agua caliente y las rocas dentro de unos cuantos cientos de metros dela superficie.

Las temperaturas mas altas que la ebullición de la superficie puede ser alcanzado enprofundidades someras debido al incremento en el punto de ebullición con lapresión. Si la permeabilidad cerca de la superficie ha disminuido por depositación deminerales hidrotermales o por un casquete de roca, la energía puede crecer hasta suliberación explosiva. Cuando el agua en el tope de la columna es removida, el pesoefectivo de la columna disminuye, se forma el vapor y el agua se desplaza reduciendola presión confinada en profundidad y llevándolos a una reacción en cadena. Elsistema no confinado solo lo dirige a una erupción de géiser, pero los confinamientos y laelevación de presión de fluido resulta menos frecuente pero mas poderosaserupciones para producir cráter de explosión. Las explosiones sucesivas resultan en laformación de un cráter relleno de brecha de varias decenas de metros a mas de unkilómetro en diámetro (Muffler et al., 1971). Nairn y Wiradiradja (1980) reportaron que enKawerau, Nueva Zelanda, tales explosiones pueden extenderse a 190 metros bajo la superficiey tener volúmenes de explosión de uno a diez millones de metros cúbicos.

En los campos geotermales los cráteres de explosión hidrotermal están agrupadoscomúnmente a lo largo de lineamientos mayores. La sobrepresion de fluidos


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hidrotermales a lo largo de planos de fallas normales o bajo un casquete de rocaimpermeable lleva hacia un incremento local en la presión de fluidos en los porosadyacente a la fisura (Phillips, 1972); cuando la presión del fluido dentro de la falla excede lasuma de la presión de confinamiento y los esfuerzos tensionales de la roca, las fallas ylas fracturas asociadas se propagan. El nuevo espacio creado, con la cinética favorable,puede causar una caída de presión dentro de la falla y las fracturas, así causando lasobrepresión en las rocas cajas para explosionar hacia dentro, produciendo una brechaangular. La alta velocidad lograda por fluidos presurizados ascendente podrían producir eltransporte y molienda de los fragmentos para producir una brecha con clastos algoredondeados en una matriz de polvo de roca hidrotermalmente alterada.

La depositación de minerales hidrotermales en espacios de fracturas creadaspueden causar sello del sistema y puede presentar otro episodio de fracturamientohidráulico. Eventualmente la roca huésped dentro de la parte inferior del sistemapuede ser cortada por una red de venillas de stockwork. Los clastos en el anillo dederrubios y la brecha pipe comúnmente muestran signos de fracturamiento yrecementado repetido, indicando sobrepresión cíclica y lanzamientosexplosivos en la parte inferior del sistema.

Modelos para Brechas de Explosión Hidrotermal

La figura 8 muestra la relación entre brechas de explosión hidrotermal y otrascaracterísticas típicas halladas en los campos geotermales.

Cráteres de explosión y brechas asociadas

Nairn y Wiradiradja (1980) sugieren que los cráteres mas grandes de varios cientos demetros probablemente resultan de la unión de dos o mas estructuras pequeñas. Labrecha pipe bajo estos cráteres generalmente tienen una extensión vertical limitada demenos de 200 metros, reflejando la profundidad en la cual toma lugar la ebullición. Elmaterial brecha dentro de los cráteres es similar a aquel observado en la cobertura de caídosasociada, pero pueden ser distinguido por la carencia de estructuras internas de lascapas. En Wau (Sillitoe et al., 1984), el cráter y la brecha hidrotermal asociada no formanun conducto discreto pero asimismo se manifiesta como un grupo de ramificación deplanos y pequeñas zonas anastomosadas de brechas hidrotermales intruidas en las rocashuéspedes.

La brechación ocurre de preferencia a lo largo de las estructuras preexistentes talescomo fallas. En fallas de buzamiento moderado a suave, los fluidos de brechación penetrandentro de la roca techo, resultando en venilleo de stockwork multifásico ybrechación hidrotermal de las rocas huésped sobreyacientes. La brecha típicamenteconsiste de clastos enlozados rectangulares mas que de clastos delgados en unamatriz de lodo hidrotermal o minerales ganga epitermales. Comúnmente, las brechashidrotermales contienen clastos de rocas huésped con stockwork y brechas tempranasque están a su vez cortados por una generación adicional de venilleo de stockwork. Donde labrecha de explosión hidrotermal tienen sus raíces en zonas de falla, las fallas mismas soncomúnmente rellenadas con minerales ganga similares. Las vetas dentro de estas fallastambién pueden mostrar brechación y recementación repetida por minerales ganga, reflejando


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el levantamiento cíclico y liberación explosiva de fluidos hidrotermales (Placa 16). Labrechación hidrotermal también puede ocurrir bajo y dentro un horizonte de casquete deroca impermeable tales como una capa de lutita o una zona de sílice opalina depositada en labase de una capa de agua en ebullición (fig. 8). Sobre tal zona de sílice opalina la brechaciónmenor no relacionada a erupciones hidrotermales pueden resultar del colapso dentro dela zona de ácidos y lixiviación de vapor.

Cobertura de caídos

La cobertura de caídos (fallout apron) o "anillo de derrubios" como es llamadocomúnmente consiste de depósitos de caída aérea y depósitos de olas de base. Estostípicamente son pobremente clasificados y consisten de grandes bloques angulares sobre los2 metros en diámetro apoyados en una matriz de arena lodosa conteniendo altasproporciones de arcilla hidrotermal (Placa 17). Los bloques pueden ser hidrotermalmentealterados y muestran evidencia de alzas hidráulicas tempranas y recementadas porminerales de ganga y mena.

Las capas representan erupciones individuales pudiendo levantarse sobre los 12 metrosde grosor (Nairn & Wiradiradja, 1980). La variaciones compositivas entre capas sucesivasreflejan variaciones en el origen de las erupciones hidrotermales. La estratificación estageneralmente ausente a pobremente desarrollada. Nairn y Wiradiradja (1980) en Kaweraureportan estratificaciones individuales generalmente mas de 1 metro en espesor, mientrasen Wau las capas individuales son de varios metros de grosor (Placa 18). Lasestructuras de estratificación incluyen cuñas y estructuras ondulantes, y capas en formade dunas así como también mas comúnmente capas subparalelas. Las estructuras de capasen forma de ondas y carentes de depresiones de impacto asociadas con muchos bloquesgrandes dentro de las capas de la brecha han sido interpretadas como evidencia dedepositación por olas de base. Además dentro de la cubierta de cráteres de impactoasociados con grandes bloques indican un origen de caída aérea.

En Wau, el espesor original de la cobertura de caídos estuvo en exceso de 50 metros. Deacuerdo a Nairn y Wiradiradja (1980) la cobertura de caídos se adelgaza rápidamente fuera delorigen, a pesar de que algunos bloques de gran diámetro viajan mas lejos que el material delapilli y del tamaño de ceniza. Parece que aquellas grandes eyecciones rápidamente seseparan por la reacción de la explosión sobre la abertura en trayectorias balísticas.

Confusión Entre Varias Texturas

La presencia de clastos hidrotermales alterados y arcilla hidrotermal en la matriz de lacobertura de caídos contrasta con la brecha hallada en anillos de tufos rodeando losmaar volcán que generalmente están inalterados.

Comúnmente las brechas hidrotermales contienen clastos de rocas huéspedes constockwork y brechas tempranas que están a su vez cortados por una generaciónadicional de venilleo de stockwork. Este estilo de venilleo de stockwork difiere de losdepósitos tipo pórfido en que las vetas individuales son mas gruesas y muestrancaracterísticas típicas de mineralización epitermal tales como bandas crustiformes.


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BRECHAS PIPE RELACIONADAS A FALLAS

Descripción:

Las formas tipo conducto de rocas brechadas son muy comunes a lo largo de las zonas defalla tanto simples y complejas. Las fracturas frágil y movimiento de fallas resultan en unacombinación de empuje de bloques y rotación de pequeños fragmentos que formancolumnas de zonas permeables anastomosadas disponibles para los fluidos mineralizantes.Muchos de tales conductos son pequeños en tamaño pero los conductos mineralizadosen lugares forman cuerpos mineralizados de varios millones de toneladas. Elreconocimiento de este estilo es frecuentemente difícil debido a tres problemas comunes:

1. Conceptos confusos concerniente a la variedad de mecanismos que producen esteestilo de brecha.

2. Dificultad en establecer la escala de brechación en el campo.

3. Dificultad en reconocimiento de la brechación a través de mascara de cobertura dealteración hidrotermal, erráticamente distribuida, y sobreimpuesta después demovimientos de falla. Este problema esta además compuesto por oxidación meteóricaen el ambiente cerca de la superficie.

No es posible cubrir brevemente las muchas variaciones de fallas responsablespara formar las zonas de brechación de rocas que eventualmente adoptan una formacomo conducto. Algunos de estos tipos de fallas mas comunes y mecanismos de brechaciónson:

1. Los conductos de materiales brechados formados dentrode una zona de fractura sencilla (fig. 9)

2. Conductos de materiales brechados formados comoresultado de una o mas fases de movimiento a lo largo de múltiples zonas defractura:

2.a. Ajuste de cuñas (fig. 10).

2.b.(i) Conductos de material brechado formado en intersecciones de fallas (fig.11). Esto evoca mecanismos relativamente raros. Sin embargo, la zona deintersección comúnmente es una zona tanto de empujes de pequeña y granescala, la cual puede ser reactivada por cualquier tectonismo local oregional.

(ii) Conductos de material brechado formados por bloques aleatoriosacompañado por intersección y ajuste en cuña (Figuras 12 y 13) . Este estiloes extremadamente común y aunque ocurren en todas las escalas,frecuentemente producen gran empuje de fragmentos con solamente áreaslocales de pequeña escala de fragmentos groseramente rotados. Las rutasdel fluido resultante son complejas.

2.c. Reordenamiento de bloques causados por la ondulación de fracturas de refracción/cimoide cuando cruzan capas competentes/incompetentes (Figura 14). Losconductos de esta naturaleza pueden ocurrir en cualquier orientación y puede variar


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entre horizontal o vertical dependiendo de la circunstancia. Comúnmentedesaparecen a lo largo de la inmersión debido a un cambio del ángulo de fractura.

Mientras estos ejemplos parecen ser muy simples, hay frecuentemente un problema enel establecimiento de la escala. Cuando ocurre brechación en una escala relativamentegrande, es difícil ganar una perspectiva clara en el campo. La región central escaracterísticamente una zona de alteración, comúnmente sobreimpuestas por reajuste defallas estériles posteriores. Los bloques mayores individuales son solo empujados suavementey extremadamente difícil de reconocer cuando exceden la escala de observación enpequeñas minas abiertas. El mejor acercamiento del campo es asumir que cualquierforma de conducto es potencialmente de origen de fallas y buscar evidencia apropiada. Sies posible uno debería moverse hacia las zonas exteriores de los conductos donde lasalteraciones son menos intensas, y una circunnavegación de la zona mineralizadaentonces revelará la naturaleza de las zonas de fractura de la región del conducto. Losconductos en menor escala forman una vía muy común sobre los mecanismos y asícualquier conducto pequeño es candidato favorito para un origen relacionado a falla. LasFiguras 9 a 16 muestran la escala típica de cada tipo de brecha.

Las formas de conductos resultantes de grandes bloques volcados por fallas han sidoilustrados en la Figura 16. Esto es típico de una forma de conducto W-Mo bastanteinusual hallado en el Campo Wolfram, Bamford Hill, Eight Mile Hill y otras localidades alnorte de Queensland (P. Blevin, com. pers.).

Problemas de Reconocimiento:

Los problemas de reconocimiento de conductos estructurales son comúnmente debidoa la alteración, relleno irregular y oxidación.

En muchos casos, las múltiples rutas de fluido creados por empuje de bloques permitenaccesos fáciles para fluidos esta alteración de la roca caja viene a ser efectivamente pervasiva.Dentro de las rocas susceptibles a la alteración/ reemplazamiento masivo (carbonato,basaltos, tufos, etc.) la zona de mena puede ser extremadamente larga y es efectivamente unacombinación de una brecha pipe y un depósito de reemplazo. La intensaalteración/reemplazamiento enmascara la naturaleza de los fragmentos. Como se hamencionado anteriormente alguna asistencia en el reconocimiento es proporcionado por elmovimiento hacia la periferia de la zona mineralizada, pero las partes centralesrequieren cuidado en la identificación de rutas principales de fluidos y distinguir relleno dealteración. La alteración y/o oxidación puede enmascarar los bloques de brecha a simplevista pero las rocas normalmente mantienen la textura de fractura. Las zonas intensamentefracturadas parecen mas en bloques y fracturadas que hacen áreas de fragmentos masgrandes. Las zonas de cizalla son aun visibles aunque las fallas individuales pueden sersolo cortas y aparentar direcciones aleatorias. Los espacios abiertos creados por labrechación son rellenados para producir parches, vughs, lentes cortos, venillas menores, etc.que fallan en interconectarse en la escala de observación. Así las bolsas aisladas demineralización levantan sospecha, y prácticamente esto puede ser manifestado como unaexcavación "estilo ardilla" donde ha ocurrido el minado a pequeña escala. En algunos casos losminerales de alteración son los mismos que los minerales de relleno (sericita+cuarzo/sericita+cuarzo etc.) y aunque el relleno es normalmente mas grueso que la alteración


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extensiva el enlozado de roca puede ser requerido para ganar una buena perspectiva.

El problema de reconocer brechas y distinguir la alteración de rellenos en una escalade muestra de mano puede aproximarse vía detalles de muestras grandes de roca. Esesencial recolectar en el campo grandes especimenes, de varias localidades dentro deuna sospecha de brecha. El reconocimiento de vughs en muestra de mano puede serusado como punto base para el reconocimiento del relleno. Los vughs soncaracterísticamente triangulares/elongado y cuspado en el borde y comúnmente contieneindicaciones de cristalización euhedral. Aun donde los vughs están completamenterellenados, las fases posteriores se vuelven intersticiales entre las fases previas euhedrales ynuevamente las texturas triangulares son comunes. Las observaciones cuidadosas de lageología local proporciona valiosas pistas para la identificación de fragmentos así como laalteración refleja tanto medida de grano y la textura de la roca original. En casos particularmentedifíciles vale la pena atacar el espécimen con el ácido fluorhídrico, o investigar lastécnicas seleccionadas de teñido. También es sabio observar cuidadosamente lasexposiciones de la superficie meteorizadas en el campo, desde que este es unproceso de ataque natural que a menudo resalta las zonas de relleno de la alteración.


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RELACIÓN ENTRE LA MINERALIZACIÓN Y LA BRECHACIÓN

Introducción

Raramente la mineralización hospedada por brecha pipe parece ser exactamentesincrónica e íntimamente relacionada a la brechación. Normalmente el conducto debrecha meramente proporciona una configuración estructural favorable para lamineralización. Frecuentemente la mineralización de estilo similar con una diferenteconfiguración estructural e.g. vetas, reemplazamientos o diseminaciones están presentes en laregión, no asociados con la brechación.

El grado de mineralización dentro de una brecha pipe parece ser una función depermeabilidad y porosidad. Donde una brecha es permeable los fluidos hidrotermalespueden pasar a través del conducto reaccionando con la matriz y clastos para producir unensamble de alteración. Los minerales de mena pueden ser depositados como granosdiseminados dentro de la matriz. Si la roca brechada es reactiva puede llegar a sercompletamente reemplazada por el ensamble alteración/mena. En esta situación dondela proporción del material de brecha original puede ser removido el grado de menaes proporcionalmente mas alto. Los leyes también parecen ser mas altas en el caso dondelas cavidades o fracturas abiertas están presentes, así como los espacios pueden serrellenados por minerales de mena. Desde estas diferencias sistemáticas depermeabilidad y porosidad entre varios tipos de brecha influyen en el grado demineralización, los modelos discutidos en las secciones previas pueden proporcionaruna guía útil para la exploración de brechas pipe.

Mineralización en Brechas Pipe Hipabisales

La mineralización en conductos hipabisales generalmente muestran una o mas característicasasociadas con depósitos de tipo pórfido, eg, Kidston (Baker, in prep..) y Redwell Basin(Sharp, 1978). La mineralización pre-brecha, donde se presentan, comúnmente consiste devenillas de stockwork y/o diseminaciones dentro de intrusivos tempranos y rocashuéspedes. Los clastos de esta mineralización pueden estar presentes dentro de la brecha, ysi no hay señas de que la mineralización este presente en el nivel de erosión entoncespresumiblemente ocurre en gran profundidad.

El volumen del conducto puede estar comprendido de brechas molidas alteradaspero solamente pobremente mineralizadas. La razón para el grado generalmente bajo demineralización a lo largo de esta brecha es relativamente la baja porosidad (espaciodisponible) a pesar de la suficiente permeabilidad para permitir a los fluidos hidrotermalespasar a través y alterar la matriz y los clastos. El grado de mineralización, probablementeestará localizado en las áreas de porosidad inicial mas altas dentro del conducto (Figura 17 A).En la sección superior del conducto las áreas de alta porosidad probablemente va aser la zona de fragmentación y brecha de colapso inmediatamente sobre la columnaprincipal de brecha. La zona de fracturas laminadas rodeando el conducto es un posiblelugar de mena en la sección media del conducto (Sillitoe y Sawkins, 1971). La brecha congrado de mena también puede estar presente a lo largo del margen del conductodonde los fragmentos imbricados de brecha con una orientación vertical son abundantes


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(Llambias y Maloicini, 1969). La razón para esto, parece ser que la orientación de los bloquespreservan alguna alta permeabilidad inicial durante compactación subsiguiente. La zonade intersección de estructuras pre o sin-brechación tales como fallas o diques con elmargen del conducto también es un lugar favorable para la depositación de la mena. Lamineralización stockwork pre-brechación puede estar presente en la sección inferiordel conducto.

Los intrusivos post-brecha, pueden crear porosidad secundaria si son intruídos forzadamentedentro del conducto (Koide y Bhattacharji, 1975). Las zonas de porosidad secundaria sonmas parecidos a formarse alrededor de los márgenes del conducto y en un cono invertidocentrado en el tope de la intrusión (Figura 17 B)(Baker, in prep.). La mineralización dereemplazamiento y diseminado también parece estar asociada con intrusivos post-brecha. Lamineralización asociada con intrusivos post-brecha pudieron estar presentes en cualquiernivel en el conducto.

Mineralización en los Maar Volcán:

La mineralización en los maar volcán es generalmente de un carácter epitermal. Sinembargo, en algunos casos, la mineralización de tipo pórfido de nivel profundo esconocido que subyace y está temporalmente asociado con mineralización maar. En talessituaciones la mineralización de clastos de tipo pórfido pueden estar presentes dentro de labrecha.

La brecha de abertura comúnmente contiene una alta proporción de matriz de polvode roca de grano fino, y además es frecuentemente bajo en porosidad ypermeabilidad. Por esta razón la mineralización esta generalmente ubicada alrededor delos márgenes de estas brechas pipe en áreas de porosidad estructuralmente inducidas(Figura 18). Ciertas características de desarrollo del maar tales como un periodoprolongado de desarrollo, agrupación de varios conductos y una asociación con grandesfallas, todas contribuyen a la mejora de sitios estructurales favorables para la depositación de lasmenas. Los márgenes del conducto puede mostrar evidencia de rebrechaciones repetidasdirigidos a una zona de alta permeabilidad. En Balatoc Plug, Filipinas, la intersección de vetasde alto buzamiento con el margen del conducto llevan hacia la formación de menas dealta inmersión en esta área (Damasco y De Guzman, 1981). La mena fue introducidaclaramente vía las vetas, atestiguando la baja permeabilidad de la abertura de brecha.Las fallas anulares también pueden actuar como conductos y hospedar mineralización,especialmente donde se intersectan con rocas estructuralmente competentes. Los fluidosascendentes en los canales alrededor del margen de la abertura pueden llegar a serestancados bajo la brecha impermeable de la abertura o material de cobertura de tufosllevando hacia una mineralización local de estilo reemplazamiento e.g. Lepanto (Baker,1983). Situaciones similares a aquel en Wau puede desarrollarse donde bloques semi-sueltos limitados entre una falla exterior y el maar puede subsidir causando fisuras debuzamiento suave para abrir y llegar a ser rellenadas con mena (fig. 18) (Sillitoe et al, 1984).También pueden estar presente dentro de los maars, otros estilos de mineralización epitermalcomún a terrenos geotermales y no necesariamente relacionado a la brechación.


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Mineralización Asociada con Brechas de Explosión Hidrotermal

Las brechas de explosión hidrotermal son una parte integral de muchos sistemasgeotermales y como tales probablemente van a estar asociados, al menos espacialmentecon mineralización epitermal. La figura 19 muestra algunas de las relaciones queprobablemente existe entre brechación y mineralización. Las vetas epitermalescomúnmente muestran señas de brechación repetida debido al sello ysobrepresurización cíclica. En las fallas que buzan suavemente las techo puedencontener mineralización de stockwork debido a empujes hidraulicos por la sobrepresión defluidos hidrotermales atrapados en las venillas (Sillitoe et al 1984). Las propias brechaspipe son probablemente pequeñas, irregulares en formas y consiste de clastos apoyados enuna matriz de arcilla hidrotermal. Pueden contener clastos de material de veta mineralizada.

La naturaleza de estos conductos no los hacen particularmente huéspedes favorables para lamineralización a menos que se vuelvan a modificar por posteriores stockwork o procesosde lixiviación ácida.

Mineralización en Brechas Relacionadas a Fallas

La figura 20 muestra un sketch generalizado de la relación entre la brechación y lamineralización en brechas pipe relacionadas a fallas. En una escala amplia la alteración ymineralización frecuentemente son mas desarrollados intensamente en la parte central delconducto. Sin embargo, en detalle, la mena muestra una distribución anastomosadareflejando variaciones originales en permeabilidad y porosidad. Grandes áreas estérilesdentro otras partes de la roca con grado de mena pueden representar bloques nobrechados. La presencia de rocas reactivas pueden mejorar localmente el grado de mena.Las fallas adyacentes hacia la brecha pipe pueden contener similar mineralización. Dondefueron minadas las vetas de alto grado en el pasado, grandes tonelajes de brecha conmineralización con ley baja pueden haberse dejado de explotar.


Traducido (2006)

ANEXO 1

RESUMEN DE LAS CARACTERISTICAS MAYORES DE BRECHA PIPE HIDROTERMAL CON ENFASIS EN AQUELLASCARACTERISTICAS RELACIONADAS A SU RECONOCIMIENTO

HIPABISALES MAAR/DIATREMA ERUPCION HIDROTERMAL RELACION DE FALLA

Forma General Empinado y cilíndricas (en granitoides huespedes), elongados

(en metasedimentos). Frecuentemente formados por conos

invertidos. . Ovalados

Conos invertidos.

Mayormente circulares, llegando a ser cilíndricos en

profundidad.

Conos invertidos, y conductos irregulares como cuerpos.

Relativamente de escala mas pequeña.

Irregular a ovalado.

Conductos de forma irregular.

Aovado cilíndrico, linear a irregular, generalmente de escala mas

pequeña.

Ambiente general Relacionado a intrusivo Relacion ado a volcánico Volcánica/geotermal No especifica ambiente

Características de contacto de

roca caja

Típicamente pronunciado, con venilleo subparalelo. Secciones

superiores encajonadas por zonas fragmentadas

Contactos agudos

Las márgenes frecuentemente contienen grandes

bloques fracturados de rocas huéspedes

Complejos agudos como contactos Contactos irregulares, definidos pobremente.

Fuerte relación a zonas de fallas adyacentes.

Características de fragmento

interno

Sección de conducto muestra amplia variación en el

tipo de clasto, tamaño y angularidad. Tendencia a

redondeado. Pronunciado en clastos suaves (granitico)

y mas pequeños. Metasedimentos, etc. es menos

redondeado. Usualmente alterado.

Fragmentos mezclados, frecuentemente

redondeado. Contienen rocas cajas de niveles

superiores y aun madera carbonizada.

Usualmente alterado.

Fragmentos mezclados de rocas caja casi

superficiales. Frecuentemente redondeadas.

Pervasivamente alteradas.

Fragmentos angulares monoclásticos.

Frecuentemente bloques grandes solo ligeramente

reordenados. Usualmente alterado. Amplio rango de medida.

Matriz Arena de roca fina conminuida, proporción matriz: clasto

20:80. Frecuentemente reemplazados. Soporte de clastos.

Arena de roca conminuida. Usualmente

predomina matriz sobre clastos. Soportado por

matriz.

Arena de roca conminuida, arcilla. Matriz variable en

cantidad, frecuentemente bajo en volumen, reemplazado

usualmente.. Soportado por matriz

Roca conminuida, relativamente pequeña en volumen y

relativamente de grano grueso. Soportado por clastos.

Usualmente alterados.

Componentes

hidrotermales.

Reemplazo de fragmentos y matriz. Contenidos Vugh

bajo y usualmente pequeños. Usualmente

completamente rellenados. Vugh de similar minera-

logia que la alteraci6n. Mineralización rellena

usualmente vughs y reemplaza la matriz frecuente-

mente periférico.

Reemplazo de fragmentos y matriz especialmente en

niveles superiores. Mineralización en matriz de la brecha

y vetas y fracturas sobreimpresas.

Mineralización pervasiva casi como reemplazo de matriz

y clastos. También en vetas sobreimpresas.

Mineralizacion usualmente restricta a regiones

irregularmente rellenadas, vetas, lentes, vainas,

etc. También puede ocurrir como reemplazo de

bloques.

Ejemplos Kidston, North Quensland, Toquepala, Peru. Acupan, Filipinas, Wau. Borealis, Nevada: Champagne N.Z. Vulcano, Irvinebak, North Queensland.

Profundidad de

formación

Posiblemente 0.5-2.0 km de profundidad. 0.5 km. de la superficie 0.3 km. de la superficie Cualquier profundidad en el régimen frágil

Nota del Autor: Algunos de los tipos de arriba incorporan varios estilos de brecha. Todos incorporan fenómenos estilos fallas/reordenamiento de bloques/”shatter breccia”. Algunas áreas de brechas hipabisales, maar/diatrema y algunas

de menor extensión brechas de erupción contienen áreas de colapso. Los fragmentos son tabulares grandes, soportado por clastos con componentes grandes vughs/relleno. Este resumen no incluye estilos de colapso o solución

prevalentes en regimenes carbonato/Mississipi Valley.


Traducido (2006)


Traducido (2006)

ANEXO 2

EXPLICACION DE TERMINOS DE BRECHA USADOS EN ESTE TEMA

Lapilli Acrecionario: Partículas de tamaño lapilli concéntricamente redondas compuestasde material ceniza, formado por acrecion de partículas de polvo dentro de pequeñosfragmentos de roca o gotas de agua que se condensan debido a enfriamientoadiabático de la expansión de nubes de olas de base, o menos comúnmente de una nube deceniza vaciada por la lluvia.

Olas de base: Inicialmente usado para describir nubes de erupción cargado de derrubiosmoviéndose radialmente de la base de una columna de erupción freatomagmatica.Similares nubes han sido observadas asociadas con las pruebas nucleares subterráneaspoco profundas. Las olas de base forman aparentemente expansión de gases en elprimer centro explosivo abriendo verticalmente y entonces, con expansióncontinuada, saliendo al exterior horizontalmente sobre el anillo del cráter. Las nubes de lasolas base se mueven horizontalmente con una velocidad inicial de aprox. 50 m/seg, y escapaz de llevar material clástico a muchos kilómetros de la abertura. Los depósitoscomprendes capas de brecha y tufo intercalados, contienen característicamentelapilli acrecionario y estratificación en forma de duna.

Brecha de colapso: Brecha soportado por clastos formado por colapso de rocascajas adyacentes dentro de un brecha pipe. Los clastos típicamente tienenbordes pobremente redondeados, y son comúnmente de forma tabular,influenciado en alguna extensión por la fabrica preexistente de la roca. Generalmente lamatriz de polvo de roca es insuficiente para llenar las cavidades, que posteriormentepueden llenarse con materiales hidrotermales. Solo una pequeña porción de matriz depolvo de roca esta presente,

Roca con capa de cuarzo crenulado: Las capas crenuladas de cuarzo intercalado conriolita o pórfido, las terminaciones de cristal de cuarzo apuntan hacia abajo dentro lo que fuela fusión restante. Esta textura es causada por fluctuaciones en la presión parcial de lafluor durante la cristalización, la cual causa condiciones en la fusión para fluctuar en elcampo de estabilidad del cuarzo y feldespato.

Textura de shock descompresivo: Los clastos en forma de cuña y planos o tabular curvadosen un cemento de turmalina cuarzo. Esto ocurre donde los volátiles rápidamente escapan de laporción superior de un intrusivo que deja fluidos sobrepresionados dentro de los poros yfracturas de las intrusivos y rocas huéspedes adyacentes. Esto resulta en clastos en formatabular y de cuña estallando explosivamente de las paredes adyacentes y fracturas dentrodel reservorio recientemente evacuada por el fluido. Similares estallidos de grandesbloques dentro de reservorio de fluido resulta en clastos que llegan a serconcéntricamente exfoliados.

Diatrema: El termino diatrema y maar volcán es son usados sinónimamente siguiendo amuchos autores incluyendo Cloos (1941) y Lorenz (1975). Frecuentemente el termino esusado cuando se refiere a la abertura rellenada de brecha parcialmente erosionada deun maar volcán original.

Estratificación cruzada en forma de duna: Ángulos bajos (menos de 15°) estratificación


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cruzada dentro de las capas de tufos, característico de depósitos de olas de base.

Fluidización: Ocurre cuando un liquido o un gas es pasado hacia o a través de unacapa particular inicialmente manteniendo a flote las partículas en una condición similar aaquel observado en arena movediza. Con velocidad de fluido incrementada laspartículas se agitan y entonces son transportadas por el gas o liquido subiendoa través del centro y bajando a lo largo de los márgenes de las celdas fluidizadas.Las partículas se desgastan durante este proceso, con redondez de los clastos yproducción de una cantidad significativa de matriz de arena de roca. Con moliendaprolongada los clastos puede volverse en forma casi esférica.

Brechas de explosión hidrotermal: Las brechas típicamente consisten de clastospobremente redondeados en una matriz de lodo hidrotermal o minerales gangaepitermales. Comúnmente las brechas hidrotermales contienen clastos de rocashuéspedes con stockwork y brechas tempranas que pueden ser cortadas por unageneración adicional de venillas de stockwork. Las Brechas de explosión hidrotermal sonproducidas cuando el agua contenida en las rocas cerca de la superficie a temperaturastan altas como a 250°C lanza vapor y violentamente se rompen las rocas confinadas.Hay dos manifestaciones de brecha de explosión hidrotermal como sigue:

Brecha subsuperficial: Donde la explosión de brecha hidrotermal tienen sus raícesen zonas de falla, las fallas mismas son rellenadas con minerales ganga similares. Lasvetas dentro de las fallas también pueden mostrar evidencia de brechación repetida yrecementada por minerales ganga reflejando el levantamiento cíclico y liberación explosivade fluidos hidrotermales. La brechación hidrotermal también puede ocurrir bajo y dentro deun horizonte casquete de roca tales como una capa de lutitas o una zona de sílice opalinadepositada en la base de un horizonte de agua hirviendo.

Brecha subaerea: La brecha dentro de la cobertura de caídos es comprendida de materialsimilar a aquel formado bajo la superficie, arrojadas por los eventos explosivos responsables dela formación del cráter. Las capas que representan erupciones individuales puedenvariar de 1 a 10 metros de grosor. Las variaciones de composición entre sucesivos capasreflejan variaciones en el origen de erupciones individuales. La estratificacióngeneralmente ausente o pobremente desarrollada, incluye tales estructuras como estructurasen cuña, comprimidas y abultadas, y capas en forma de dunas, así como capas subparalelasmas comunes. Las estructuras de capas en forma de ondas y la carencia de depresiones deimpactos asociados con muchos grandes bloques dentro de las capas de brecha han sidointerpretados como evidencia de depositación por olas de base. Además, dentro de lacobertura de tufos delanteros los cráteres de impacto comúnmente están asociados congrandes bloques indicando un origen de caída aérea.

Cráter de explosión hidrotermal: Los cráteres tienen diámetros que fluctúan de variosmetros a varios cientos de metros y una extensión vertical de menos de 200 metros.La cobertura de caídos o "anillo de derrubios" rodeando la veta forman unmontículo circular mayor a 200 metros de ancho alrededor del a periferia del cráter yesta comprendido de material expulsado en los eventos explosivos responsablespara la formación de cráter.


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Los cráteres de explosión hidrotermal son producidos cuando el agua contenida en lasrocas cercanas de la superficie a temperaturas tan altas como 250°C lanza el vaporviolentamente rompe la roca confinante.

Las erupciones hidrotermales no son típicamente una explosión volcánica. Toda laenergía requerida probablemente viene de una fuente ígnea profunda, pero esta energía estransferida de preferencia a la superficie por la circulación de agua meteórica antesque por el magma. La energía es almacenada como calor en agua caliente y roca dentrounos cuantos cientos de metros de la superficie.

Brecha pipe hipabisal: Los cuerpos en forma de zanahoria a cilíndrica de las rocas cajabrechadas y rocas intrusivas alcanzan en diámetro de decenas de metros a mas de unkilómetro. Y con una extensión vertical sobre varias ordenes de magnitud que eldiámetro. La configuración geológicas de muchos de estos cuerpos sugiere que seformaron entre 0.5 y 2 Km. bajo la superficie en relación intima con procesosmagmáticos de estado tardío.

Brecha Imbricada: Los clastos en forma de tabla apoyada en una orientacion de preferenciaimbricada en matriz de polvo de roca. La imbricacion varia de casi vertical en los margenesa aplanado dentro del conducto. Esto resulta del progresivo desastillado rocas de lamargen de conductos fracturados dentro la brecha.

Brecha Intrusiva: Una brecha formando una envoltura o casquete alrededor del topede un magma intrusivo, consiste de clastos angulares a pobremente redondeadassoportados en una matriz de polvo de roca de composición similar. Se forma comoresultado de la alta presión de fluidos en los poros y generación de vapor en la cabecera dela intrusión, que disgrega las rocas por flujos cataclásticos y deslizamiento de granolimitantes. Esto habilita un magma viscoso para perforar su camino hacia arriba.

Maar Volcán: Las aberturas circulares de capas bajas que fluctúan de varios cientosde metros a mas de un kilómetro en diámetro, comúnmente llenados con agua y rodeadospor un anillo delgado de eyecciones compuesto de una mezcla de roca huéspedbrechada y material volcánico juvenil. Los maar volcán se forman por la erupción deagua meteórica lanzada explosivamente a vapor cuando entra en contacto con el magmaascendente. El proceso se ha referido como una erupciones freatomagmaticas porLorenz (1975) y como hidrovulcanismo por Sheridan y Wohletz (1983).

Los anillos de tufos están mas comúnmente asociados con maars que con conos de tufos.Si el piso se extiende bajo la superficie original, estos pueden ser llamados maar volcanes,

Brecha molida: Consiste de clastos subangulares a redondeados, alargados a iguales,apoyados en matriz de polvo de roca producida por la molienda y conminucion delmaterial clástico. Los clastos pueden mostrar un rango en la composición y forma,generalmente con un justo grado de redondez. El proceso que es capaz deproducir un grado considerable de molido, tal como fluidización, son requeridos paraproducir este tipo de brecha. La brecha molida algunas veces se refiere a una brechaintrusiva, por su relación de corte a las rocas adyacentes.

Diques de brecha de guijarros: Consiste de una mezcla de clastos redondeados soportados


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en matriz de polvo de roca. Es formado cuando la fluidización toma lugar en un espaciorestringido tales como una fractura a largo la cual los volátiles están escapando.

La formación del dique de brecha de guijarro esta íntimamente asociado con el escape devolátiles durante la brechación y además es probable que este sincrónico con el periodoprincipal de la formación de la brecha pipe. Así, probablemente van a serpreservados en las porciones superiores de un conducto sobre la columna. Dentro de lossistemas de pórfidos los diques de brechas de guijarros son observados como unfase tardía cortando la mineralización de stockwork. Esto es consistente con nuestromodelo donde la alzada hidráulica, resultante de la fractura en stockwork esprecursor a la brechación.

Brecha fragmentada: Los clastos angulares muestran muy poco desplazamiento relativounos a otro y cementado por una sola generación de relleno de minerales hidrotermales.Donde la columna de brecha ha fallado para brechar la superficie la roca sobreyaciendo lacolumna de brecha puede fragmentarse y subsidir suavemente dentro el conducto.También es referido como una brecha jig-saw, brecha mosaico, crackle brecha y brechatensional.

La cantidad de desplazamiento entre fragmentos puede incrementarse hacia abajo,gradando dentro de una brecha soportado por clastos angulares comunmente esreferido como una brecha de colapso.

Fracturamiento laminado: Conjunto de fracturas concéntricas alrededor de el limitede una brecha pipe, los que se orientan aproximadamente paralelos a la margen delconducto. Esto resulta del contraste competente entre la roca huésped y la brecha nolitificada, que produce fallas frágiles de la rocas huéspedes no apoyadas durante lacompactación del material de brecha.

Venilleo de stockwork: Vetas orientadas aleatoriamente y semi-aleatorio, cuyarelación compleja de corte sugiere múltiples generaciones de vetas. En ejemplosextremos la roca parecerá estar brechada.

En una brecha pipe hipabisal la formación de stockwork es probablemente debidoa la sobrepresion durante la ebullición, que fractura hidráulicamente la roca circundante.Un ejemplo clásico son los sistemas de vetillas mineralizadas caracterizando losdepósitos de tipo pórfido.

Donde las venillas de stockwork esta presente en situaciones casi superficiales asociadas conbrechas de explosión hidrotermal, los minerales ganga en las aberturas tienen un carácterepitermal.

Cono de tufos: Abertura circular de capas bajas rodeado por un anillo de eyección, con unperfil topográfico elevado y taludes externos abruptos construidos de ceniza cohesivahúmeda.

Anillo de tufos: Abertura circular de capas bajas rodeado por un anillo de eyección conperfil topográfico bajo y pendientes externos suaves construidos de ceniza seca.


Traducido (2006)

Placa 1: Fracturamiento en stockwork consistente de una secuencia de microvenillasintersectadas. Note como el stockwork intenso esta gradando dentro de la brecha. Esta texturapuede estar considerada por ser producida por alzas hidráulicas en la porción superior deintrusivos y rocas huéspedes adyacentes por fluidos hidrotermales sobrepresionadas(Anastasia, North Queensland).

Placa 2: Textura de shock descompresivo en la brecha de turmalina. Note clastos delgadosen forma de cuña soportados en una matriz de cemento de cuarzo + turmalina. Labrechación ocurre cuando el rápido escape de los volátiles de las fracturas y vacíosresultan en la creación de un espacio y un descenso en la presión, causando la rocas cajasobrepresionadas para estallar explosivamente fuera de las paredes de fracturas y vacíos(Wheal Remfry, Cornwall).

Placa 3: Textura de shock descompresivo consistente de fragmentos curvadoscementados en un cemento de turmalina + cuarzo. Formado por un proceso similar a laplaca 2 pero los clastos han estallado explosivamente de grandes bloques que de superficieplana(Wheal Remfry, Cornwall).

Placa 4: Brecha molida típicamente encontrada en la parte central de la brecha pipeconsiste de clastos subangulares redondeados de ensambles mixtos soportados en unamatriz de polvo de roca (Mount Turner, North Queensland)

Placa 5: Fracturas laminadas en la roca adyacente al conducto, posiblemente formadopor un numero de procesos incluyendo subsidencia y fracturamiento hidráulica.

Placa 6: Brecha imbricada mostrando alineamiento de clastos tabulares soportados en unamatriz de polvo de roca. Comúnmente hallados adyacente al conducto donde las porcionesde margen de fracturas laminadas se han dispersado dentro de la brecha.

Placa 7: Brecha fragmentada, consistente de clastos angulares mostrando solo desplazamientolimitado relacionados unos a otros, cementado por relleno de cuarzo hidrotermal. Labrecha es interpretada como formado por fragmentación de rocas huéspedescuando subsiden dentro del conducto (Wheal Remfry, Cornwall).

Placa 8: Diques de brecha de guijarros consisten de clastos redondeados de ensamblesmixtos en una matriz de polvo de roca, producida por molido de clastos porfluidización dentro de una fractura a lo largo del cual los volátiles escapan (Mount Turner,North Queensland).

Placa 9: Típico material de anillo de tufos alrededor de un maar volcán consistente de capasde tufos y brechas intercalados. Las capas de tufos comúnmente varían en grosor de 1 a 40 cm(Wau, Papua Nueva Guinea)

Placa 10: Cráter de bomba, formado subaereamente debido al impacto de un proyectilbalístico (Keelbourne Hole, USA).

Placa 11: Lapilli acrecionario dentro de capa de tufos. Granos individuales tamaño de lapilliconsistente de ceniza bandeada concéntricamente de grano fino formado por acrecion depolvo en gotas de agua condensada en una nube de olas de base expandida (Lepanto,


Traducido (2006)

Filipinas)

Placa 12: Estratificación cruzada en forma de duna de bajo ángulo típicamentepresentes en capas de grano mas fino en depósitos de olas de base. Note que el ángulo deestratificación cruzada es menor de 15° (Keelbourne Hole, USA).

Placa 13: Intercalación de limolita de estratificación fina (con capas ricas en orgánicos) y brechasepiclasticas, típicamente halladas en la porción superior de una abertura de maar. Elempinamiento del buzamiento es debido a la subsidencia en la abertura (Wau, Papua NuevaGuinea).

Placa 14: Brecha de explosión hidrotermal de niveles superiores cercanos a lasuperficie de la red de vetas de cuarzo criptocristalinas. La brecha esta compuesta defragmentos de tufos soportado por clastos angulares en una matriz de arcilla hidrotermal ycuarzo criptocristalino (Dellemar, USA).

Placa 15: Veta de brechas hidrotermal ilustrando brechación multifasica ymineralización. La brecha esta compuesta de riolita, sulfuros y clastos de vetastempranas en una matriz de cuarzo criptocristalino y sulfuros (Borealis, Nevada).

Placa 16: Vetas de brecha epitermal mostrando evidencia de brechación repetida. Note elsobrecrecimiento crustiforme de minerales ganga de manganeso (Chikotok, Indonesia).

Placa 17: Brechas típicas de la cubierta de eyección de una brecha de erupción hidrotermal,consistente de grandes bloques angulares en una matriz de lodo/arena conteniendouna proporción elevada de arcilla hidrotermal (Wau, Papua Nueva Guinea).

Placa 18: Estratificación reflejando variaciones composicionales en la cubierta de eyección deuna brecha de erupción hidrotermal Capas individuales puede tener un metro o mas engrosor (Wau, Papua Nueva Guinea).


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TABLA 1

TEORIAS DE MECANISMOS DE BRECHACION PARA BRECHAS PIPE HIPABISALES

(Después Kirwin, 1985)

Solution stoping (Butler, 1913)Mineralization stoping (Locke, 1926)Subsidencia de oxidacion (Wiser, 1927)Brechación quimica (Sawkins,1969)Colapso de solucion (Mills, 1972)Colapso de burbuja magmatica (Norton y Cathles,1973)

Calentamiento magmático de agua meteórica (Lindaren y Bastin, 1922)Agua magmática convertida a vapor ( Emmons, 1938)

Conductos de explosión volcánica (Walter, 1928)Colapso por explosión (Sohnge, 1963)Explosiones freatomagmaticas (Wolfe, 1980 y 1983)Explosiones hidrotermales (Scherkenbach, 1983)Explosiones magmáticas (Bashkirov, 1983)

Soluciones en intersecciones de fallas (Kuhn, 1941)Mecanismos de colapso (Perry, 1961)Dilataciones estructurales (Park y Mac Diarmid, 1964)Ataque hidráulico (Kents, 1964)Dilataciones de fallas multiplanares (Mitcham , 1974)

Fluidización (Reynolds, 1954)Burbujas de gas (Douglas, 1957)Fluidización (Bryant, 1968)Agua meteórica fluidizada (Gustafson y Hunt, 1975)Fluidización (Sharp, 1978)Brecha de inyección (Konstantinov, 1978)Fluidización (Goode y Taylor, 1980)Fluidización (Bryant, 1983)


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Figura 1. El intrusivo Redwell y complejos de brecha, Colorado (de Sharp, 1978)


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Figura 2. Construcción tridimensional de a) la brecha pipe “L”, b) brecha pipe West Lode enMessina (de Jacobsen et al., 1976).


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Figura 3. El cambio en volumen (abcisa inferior) y la energía mecánica (abcisa superior) enla reacción de segunda ebullición: fusión saturada de agua – cristales + “vapor”. Valores deVr y P Vr son para la completa cristalización de un magma granodiorítico con un contenidode inicial H2O de 2.7 %peso. La profundidad de transición entre erupción volcánica“explosiva” y régimen de fractura “fuerte” es aproximada, como este dependa en la mediday forma de cuerpo de magma (de Brunham y Ohmoto, 1980)

Figura 4. Ilustración de experimentos modelando el desarrollo de una celda fluidizada. (A) aire comprimido entrando por debajo levanta a través de las fracturas y empieza acircular en las celdas fluidizadas bajo vacíos producidos por fracturas y levantamientos. Lasuperficie es abombada y elevadas. (B) Grandes celdas han roto a través de la superficie. (C)Continuado escape de gas y fragmentos sólidos construyen anillos alrededor del cráter enforma de platillo.


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Figura 5. Sketch de las variaciones de ratios de esfuerzo vertical (v) y horizontal (h) de varias estudios de minas.


Traducido (2006)

Figura 6. Modelo generalizado de una brecha pipe hipabisal ilustrando la posición de varios tipos de brecha dentro elconducto.


Traducido (2006)

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Traducido (2006)

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Figura 11. Desarrollo de cuerpos minerales en corma de conducto vía movimiento renovado en las fracturas intersectantes,pequeña y gran escala (de Taylor, 1979)


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Figura 12. Conductos de material brechado formado por reordenamiento de bloques en intersecciones de fallas con ajuste en cuña.

Figura 13. Bloques reordenados cuando una sencilla falla viene a ser una zona de multiple callamiento. En algunos casos el bloque reordenamiento de bloques puede ser debido a un intrusito subyaciente.


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Figura 10. Zonas de brechacion producida en una falla cuña. Los fragmentos son frecuentemente grandes y solo suavemente rotados. Notar el movimiento puede ser en cualquier direccion.

Figura 9. Zona de roca brechada producida por movimiento a lo largo de una superficie irregular de falla. Notar que el movimiento puede ser en cualquier dirección y no necesariamente horizontal como es descrito arriba. Los ejemplos son comunes en casi cualquier sistema frágil fractura/veta..


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Figura 14. Expansion de una fractura cuando cruza una unidad diferente con empuje de bloque resultante e irregular, permeabilidad expandida.


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Figura 16. (A) Empuje a gran escala produce cavidades que son subsecuentemente rellenadas por fluidos. El resultado es un conducto irregular de relleno el cual esta con frecuencia aparentemente ciego y de orientación impredecible. Conductos de este tipo son sospechosos en Wolfram Camp, North Queensland (B).


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Figura 17. Controles en una mineralización tipo pórfido dentro una brecha pipe hipabisal. (A) Controles relacionados a porosidad/permeabilidad primaria y procesos de mineralización pre-brecha. (B) Controles relacionados al emplazamiento de intrusivos post-brecha (de Baker, 1984, y en prep.). para detalles de la geología referirse ala Figura 6.


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Figura 19. Relación entre mineralización epitermal y brechacion explosiva hidrotermal (de Baker, 1984, y en prep.). Para detalles de la geologia referirse a la Figura 8.

Figura 18. Algunos de los principales controles en la mineralización encontrados dentro de los maar volcán (de Baker, 1984). Para detalles de la geologia referirse a la Figura 7.


Traducido (2006)


Traducido (2006)

Figura 20. Relación generalizada entre la brechacion y la alteración/mineralización en una brecha pipe relacionada a falla. La densidad de punteo representa la intensidad de alteración y mineralización (de Baker, 1984, y en prep.). Para detalles de la geología referirse a la Figura 9 y 16.


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Brechas Pipe Traduccion

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