Fluidi endogeni

• Giacimenti SSC (Sediment-hosted Stratiform Copper)

Nel caso dei giacimenti SSC, si ipotizza che una salamoia [1] di bacino canalizzata in un acquifero ossidato (red bed) raccolga tutti e tre i metalli di base (Cu, Pb e Zn) dai detriti fertili nel bacino (contenenti scisti, carbonati, evaporiti), ma che il fluido minerale risultante sia saturo solo rispetto al Cu e insaturo rispetto a Pb e Zn. Di conseguenza precipitano preferenzialmente minerali di solfuro di rame mentre i metalli a maggiore solubilità rimangono in soluzione (Cu > Pb+Zn).

I giacimenti di minerali sono generalmente zonati, di solito su scala distrettuale, e la zonazione tipica è caratterizzata dalla sequenza sterile/ematite – rame nativo – calcocite – bornite – calcopirite – solfuri di Pb/Zn/Co – pirite.

I giacimenti SSC possono essere suddivisi in due sottotipi:

• il primo e meno importante è ospitato in red beds continentali che probabilmente erano originariamente ossidati, con minerali precipitati intorno a zone di riduzione sviluppate localmente;

• il secondo, rappresentato dai giacimenti molto più grandi, è caratterizzato dalla deposizione di metalli in sequenze marine poco profonde più ridotte, che sono state parzialmente ossidate successivamente alla deposizione e dove i sedimenti ossidati (red beds) si trovano stratigraficamente sotto la zona del minerale. In entrambi i casi, tuttavia, si ritiene che i fluidi minerari abbiano interagito con la sequenza sedimentaria clastica e ossidata dominante e questa caratteristica determina la natura e le proprietà delle soluzioni idrotermali.

I giacimenti SSC in tutto il mondo sono secondi solo ai giacimenti di rame porfirico in termini di produzione di rame e rappresentano la fonte globale più importante di cobalto, oltre a contenere risorse di molti altri metalli come Pb, Zn, Ag, U, Au, PGE e Re.

In passato, la formazione dei giacimenti SSC è stata un argomento controverso e i modelli che supportano origini singenetiche rispetto a quelle diagenetiche sono stati molto dibattuti. 

La visione singenetica, in cui si credeva che i solfuri si fossero precipitati direttamente dall’acqua di mare è stata ora in gran parte superata da modelli che vedono la genesi del minerale in termini di diagenesi precoce o tardiva. Un’origine diagenetica è supportata da molte delle caratteristiche prominenti dei giacimenti SSC, in particolare la natura ampiamente trasgressiva delle zone di minerale rispetto alle litologie, la chiara relazione della deposizione dei metalli con un fronte redox e le tessiture di sostituzione nella sequenza paragenetica dei minerali solfuri. 

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[1] Caratterizzati da basse temperature (<150 °C e possibilmente anche <100 °C), un intervallo di pH neutro (5–9), condizioni ossidate (ematite e altri ferrico-ossiidrossidi stabili) e salinità moderate (tipicamente fino al 20% in peso di NaCl equivalente), determinata dall’’interazione dei fluidi con rocce evaporitiche.

• Giacimenti MVT (Mississippi Valley Type)

A differenza dei precedenti, i giacimenti MVT sono collegati alla circolazione della salamoia in acquiferi non fertili (arenarie quarzose, calcari, graniti), dove il fluido non evolverebbe significativamente dalla sua capacità originale di trasporto dei metalli, con livelli saturi di Cu e Pb ma insaturi rispetto a Zn. Il mantenimento dello stato di ossidazione del fluido a livelli appropriati per la coesistenza di ematite-magnetite limiterebbe comunque la mobilità del rame e i minerali risultanti sarebbero ricchi di galena, coerentemente con il fatto che i giacimenti MVT ospitati in arenaria tendono ad avere rapporti di metalli del tipo Pb > Zn >> Cu.

Si tratta di giacimenti di chiara origine epigenetica, dove le mineralizzazioni si possono essere formate anche decine di milioni di anni dopo i sedimenti ospitanti.

I giacimenti MVT si formano da fluidi a temperatura relativamente bassa (<150 °C) e ad alta salinità (>15% in peso di NaCl equivalente) con una quantità apprezzabile di SO42−, CO2, CH4, sono ampiamente stratificati, prevalentemente con carbonati come roccia ospite, e dominati da blenda e galena con fluorite e barite associate.

A seconda della rocce incassante il rapporto blenda/galena varia da >1 (rocce carbonatiche) e < 1 (arenarie quarzose).

La tempistica dei giacimenti MVT in relazione all’attività orogenica associata fornisce un indizio importante sulle cause del flusso di fluidi e dell’attività idrotermale coinvolta nella loro formazione (continuità idrologica in fig. 2). È generalmente accettato che i percorsi dei fluidi guidati dalla topografia siano stati critici per lo sviluppo di grandi distretti minerari MVT e che le rocce ospitanti carbonatiche abbiano mantenuto una connessione idrologica con le cinture orogeniche attive durante il periodo di deposizione dei minerali.

Altre caratteristiche ritenute concettualmente legate alla maggior parte dei giacimenti MVT includono un’ambientazione a bassa latitudine, con elevate precipitazioni e alta evaporazione che hanno generato le elevate salinità dei fluidi necessarie per livelli viabili di solubilità e trasporto dei metalli.

Come già accennato, la fig. 2 illustra le principali caratteristiche dei giacimenti MVT: 

• il flusso regionale di fluidi (che oltre a metalli trasportano anche idrocarburi) è stimolato dall’orogenesi compressiva che porta a faglie di spinta e sollevamento e questo, a sua volta, crea una testa topografica e un flusso di fluidi lungo un gradiente idrologico e su distanze di centinaia di chilometri;

• i fluidi mineralizzati, trasportati così anche a grandi distanze, risalgono lungo faglie e fratture e ii solfuri di piombo e zinco precipitano nelle cavità e pori delle rocce carbonatiche;

• nel sito di deposizione dei metalli, le mineralizzazioni sono talvolta stratificate e concentrate lungo interfacce conformi tra dolomie e calcare, ma sono più comunemente associate a zone discordanti di brecciatura legate alla dissoluzione delle rocce carbonatiche.

• Giacimenti auriferi orogenici

Come detto, i giacimenti di oro orogenico si formano durante gli eventi orogenetici (attraverso la circolazione di grandi volumi di fluidi idrotermali ad alta temperatura e pressione nella crosta terrestre.

Sono tra i giacimenti d'oro primari più importanti e si concentrano lungo le principali zone di faglia in contesti di collisione continentale.

Il processo di formazione si articola in tre fasi interconnesse, guidate dalla compressione tettonica:

• Generazione del fluido metamorfico

Nelle zone di subduzione o di collisione tra placche continentali (a profondità  tra 5 e 25 km), dove le rocce vengono compresse e metamorfosate, i minerali idrati (come argille o anfiboli) rilasciano l'acqua chimicamente legata in un processo noto come deidratazione metamorfica. Questo crea un fluido molto caldo (≈300−450°C) e salino, ricco di CO2 e zolfo, che costituisce l’agente trasportatore.

L'oro, inizialmente disperso in tracce nelle rocce della crosta (soprattutto associato a minerali solfuri come la pirite), viene lisciviato e trasportato nel fluido, tipicamente sotto forma di complessi solfuri idrosolubili (come Au(HS)2).

• Migrazione e concentrazione strutturale

Il fluido prodotto viene spinto verso l’alto attraverso faglie e rotture prodotte dallo stesso processo orogenico, che nel trasporto di fluido svolge anche un ruolo di “pompa sismica” (fig. 3).

• Precipitazione dell'Oro

Quando il fluido risale rapidamente subisce un brusco calo di pressione e si raffredda diminuendo la solubilità dei complessi che portano l’oro in soluzione.

• Giacimenti auriferi di tipo Carlin

I giacimenti auriferi  di tipo Carlin (Carlin-Type Gold Deposits - CTGDs) sono una categoria di giacimenti d'oro primari unici, noti per l'altissima concentrazione di oro invisibile (sub-microscopico) disperso in rocce carbonatiche silicee.

Questi giacimenti rappresentano una delle fonti d'oro più importanti al mondo, specialmente nella regione di Carlin in Nevada (fig. 4).

Il processo di formazione coinvolge la circolazione di fluidi idrotermali ad alta energia, ma in un contesto geologico e chimico diverso dai giacimenti orogenici.

In particolare:

• Contesto Geologico

A differenza della maggior parte dei giacimenti in vene di quarzo, l'oro Carlin si trova in rocce sedimentarie carbonatiche (calcari e dolomie), spesso ricche di silt e argilla, e caratterizzate da una notevole quantità di materia organica e pirite (solfuro di ferro) preesistente.

Il processo di mineralizzazione è collegato a eventi magmatici intrusivi profondi e distanti, che hanno fornito la fonte di calore necessaria per attivare la circolazione idrotermale.

• Generazione e Migrazione del Fluido

Il fluido idrotermale è costituito principalmente da acque metamorfiche attivate dal calore di intrusioni magmatiche e ha le seguenti caratteristiche: bassa salinità, temperature medio-alte (150-250°C), pH leggermente acido e alta concentrazione di arsenico (As) e solfuro di idrogeno (H2S) , quest’ultimo cruciale nel trasporto dell’oro che va in soluzione come complesso solfuro Au(HS)2.

• Alterazione e Deposizione dell'Oro

L'acidità del fluido reagisce violentemente con le rocce carbonatiche (calcare e dolomia), sciogliendole e creando una roccia ospite più porosa.

La diminuzione della temperatura e della pressione dovuta alle risalita e, per la pressione, anche per la maggiore disponibilità di spazio dovuta alla dissoluzione,

Questa variazione dei fattori fisici favorisce la diminuzione della solubilità della CO2, che liberandosi produce, oltre a un’ulteriore diminuzione della pressione, l’aumento del pH con ulteriore perdita di solubilità per rottura dei complessi solfuri solubili.