Esistono due tipi di magmi felsici, secondo che risultino dalla fusione di rocce ignee (I-type) o sedimentarie (S-type).
A questi due tipi corrispondo diverse tipologie di giacimento e di associazione mineraria.
In particolare:
i magmi I-type, più ossidanti (Fe2O3/FeO>0.3), danno luogo più frequentemente ad associazioni Cu-Mo-Pb-Zn-Au-Ag;
ai magmi S-type, più riducenti (Fe2O3/FeO<0.3), si associano spesso Sn-W-U-Th.
Derivando dalla fusione anatettica di rocce preesistenti, i magmi felsici hanno un contenuto in H2O variabile in funzione della quantità di acqua fornita dalle stesse rocce fuse, con un limite massimo che è determinato dalla solubilità dell’acqua, che nei magmi silicatici è funzione più della pressione che della temperatura.
Quando l’acqua si dissolve nel magma lo fa essenzialmente come gruppo OH¯, sebbene ad alte pressioni è probabile che siano presenti alcune molecole d’acqua.
Come già detto, quando il magma solidifica in esso si cristallizzano gli elementi compatibili (cristallizzazione ortomagmatica), mentre nel magma liquido cresce la concentrazione di quelli incompatibili, acqua compresa.
Quando l'energia dei fluidi liquidi e gassosi raggiunge livelli che consentono la loro liberazione dal magma (ebollizione [1]), questi trascinano con loro il magma residuale fuori dalla camera magmatica dando luogo ai seguenti tipi di giacimenti, riassunti nel grafico in fig. 1:
Si formano dalla cristallizzazione del magma residuale che si infiltra nelle fratture e fessurazioni delle rocce circostanti, dove il magma si solidifica lentamente dall'esterno (contatto roccia/magma) all'interno, portando alla formazione di minerali con una crescita accelerata e dimensioni gigantesche.
Questa ulteriore cristallizzazione libera definitivamente i fluidi idrotermali liquidi e gassosi che origineranno i tipi di giacimento descritti successivamente.
I giacimenti pegmatitici possono contenere un’ampia varietà di minerali minori più o meno preziosi, tra cui Cassiterite (SnO2), Wolframite [(Fe,Mn)WO], Uranio e REE, Fluorite (CaF2), Zircone (ZrSiO4), Topazio (Al2SiO4F2), Berillo (Al2Be3|Si6O18|), minerali del Li, Ta e Nb.
A seconda del tipo di rocca fusa da cui originano, esistono due famiglie di pegmatiti:
il gruppo Nb-Y-F, associato a graniti sub-alcalini e metalluminosi (I-type)
il gruppo Li-Cs-Ta, associato con graniti peralluminosi (S-type)
Si formano, tra 430 e 374°C, a partire dalla liberazione dei fluidi magmatici volatili che migrano attraverso minute fessure delle rocce incassanti, spesso dopo essere passate attraverso la massa della roccia intrusiva quasi totalmente cristallizzata da cui provengono.
Questo passaggio produce delle modificazioni mineralogiche nelle rocce (auto-metasomatismo), le più importanti delle quali sono l'albitizzazione di rocce granitiche, cioè la trasformazione del feldspato potassico in albite, la cloritizzazione delle rocce femiche e intermedie, cioè la trasformazione di alcuni minerali femici, soprattutto gli anfiboli, in clorite, e probabilmente anche la serpentinizzazione dell'olivina nelle rocce femiche e ultra-femiche.
L’importanza di questi giacimenti è data dalla presenza di minerali di Sn, W, F, Mo. In particolare: Cassiterite, Wolframite, Scheelite (CaWO4), Molibdenite (MoS2), Topazio e Fluorite.
Come nel caso degli pneumatolitici, i giacimenti idrotermali si formano a causa della liberazione dal magma di fluidi idrotermali ricchi elementi incompatibili in soluzione.
Si sviluppano a temperature inferiori a 374 °C, che è la temperatura critica dell’acqua al di sopra della quale i fluidi sarebbero volatili.
Poiché offrono un’ampia gamma di tipologie, in questa sede sono stati a loro volta articolati in tre classi: porfidi a Cu-Mo, filoniani, skarn metasomatici.
Si tratta dei principali giacimenti per Cu e Mo, entrambi associati a magmi granitici I-type derivanti da processi di fusione in corrispondenza delle zone di subduzione della crosta oceanica.
Il processo di formazione prevede che il magma risalga alla superficie prima che abbia luogo una significativa cristallizzazione in forma di rocce vulcaniche e subvulcaniche, i porfidi.
Risalendo il magma, la pressione diminuisce innescando il processo di "prima ebollizione". Nonostante Cu sia un metallo compatibile, a causa della ridotta fase di cristallizzazione precedente gran parte dell’elemento sarà rimasto nel magma fuso e verrà richiamato all’interno della fase fluida legandosi alla grande quantità di ioni Clˉ che in essa saranno contenuti [2], formando un giacimento tipo porfido Cu-(Mo) a rame prevalente.
Se, invece, il magma non risale a quote sub-superficiali la pressione rimane elevata e con essa la solubilità dell'acqua nel magma e la sua liberazione potrà avvenire solo dopo un processo avanzato di "cristallizzazione frazionata" che, facendo aumentare la concentrazione dell'acqua, favorirà un processo di "seconda ebollizione".
In questo caso Cu, naturalmente compatibile, sarà in gran parte cristallizzato, mentre Mo sarà in soluzione. Si formeranno così giacimenti tipo porfidi a Mo-(Cu) con Mo prevalente.
Tra i giacimenti a porfido, si segnalano anche quelli con W prevalente [3], correlati a graniti S-type con ilmenite che cristallizzano a profondità relativamente alte e ambiente riducente, in cui W risulta incompatibile.
Il termine “skarn”, di origine svedese, è ora ampiamente usato per riferirsi a un rimpiazzamento metasomatico di rocce carbonatiche (calcari e/o dolomie) con un assemblaggio di minerali calcareo-silicatici a seguito di un contatto con plutoni o a processi metamorfici regionali.
I giacimenti di skarn sono, quindi, rappresentati dalle concentrazioni di minerali che si formano in questo modo.
In particolare, questi giacimenti includono W, Sn, Mo, Cu, Fe, Pb-Zn e Au, in funzione della composizione, dello stato di ossidazione e delle affinità metallogeniche delle intrusioni magmatiche.
Come regola generale, anche se non mancano eccezioni, Fe e Au sono associati a magma mafico con relativamente basso contenuto di SiO2 ed elevato rapporto tra ossidi di (Fe + Ca+ Na) e ossido di K.
Cu, Pb, Zn e W sono, invece, collegati a intrusioni granitiche I-type, mentre Mo e Sn a intrusioni granitiche S-type a elevato contenuto di SiO2 e K2O.
I giacimenti di skarn possono essere classificati:
di tipo calcico o magnesiaco a seconda che le rocce incassanti siano calcari o dolomie;
endo o eso-skarn a seconda che le mineralizzazioni metasomatiche siano all’interno o all’esterno dell’intrusione magmatica.
I giacimenti più grandi ed economicamente sfruttabili sono associati a skarn calcici, in particolare i giacimenti a W producono la maggior parte di tungsteno al mondo, associati a intrusioni calco-alcaline, posizionate a profondità relativamente alta.
Fig. 1 - Articolazione dei giacimenti generati da magmi felsici
Viceversa, i giacimenti di skarn a Cu sono spesso associati intrusioni sub-superficiali di porfidi granitici intrusi in rocce carbonatiche.
Skarn auriferi sono spesso associati a porfidi a Cu e derivano dal posizionamento sub-superficiale di granitoidi con presenza di magnetite.
In generale, i minerali tipici di questi giacimenti sono: Scheelite, Blenda, Galena, Calcopirite, Pirite, Magnetite e Cassiterite.
I giacimenti magmatico-idrotermali epigenetici sono tra i depositi minerari più classici e storicamente sfruttati. Essi rappresentano il culmine della circolazione idrotermale in un sistema magmatico: il momento in cui i metalli, mobilizzati da fluidi caldi, vengono depositati in strutture ben definite all'interno delle rocce.
Quando, per l’aumento della concentrazione dell’acqua a seguito della “cristallizzazione frazionata” (seconda ebollizione), la frazione idrotermale si libera generando una pressione sufficiente a fratturare o ad allargare le fratture preesistenti.
Il fluido liberato, ricco di elementi metallici (Au, Ag, Sn, Cu, Pb, Zn, Sb, As, Hg, Mn, Ni, Co) andrà a impregnare le rocce incassanti la camera magmatica, utilizzando come condotti proprio le strutture di debolezza preesistenti (faglie, fratture e zone di taglio) o generate dallo stesso aumento di pressione.
Il raffreddamento e la deposizione dei minerali in questi canali avverrà dall’esterno (contatto fluido/rocca) all’interno (centro della massa fluida).
Dal punto di vista della struttura sono determinati dalla geometria dei vuoti che vengono riempiti dai fluidi idrotermali, dando luogo a filoni, vene, stockwork (rete tridimensionale molto fitta di venature), lenti, disseminazioni.
I minerali tipici di questi giacimenti sono: Cassiterite, Wolframite, Blenda, Galena, Barite (BaSO4), Fluorite, Pirite, Calcopirite, Arsenopirite (FeAsS), Cinabro, Antimonite, Siderite (FeCO3), Scheelite, Au e Ag.
I giacimenti epitermali sono depositi minerari generati dalla circolazione di fluidi caldi di origine magmatica (o mista magmatica-meteorica) a temperature relativamente basse, generalmente inferiori a 300 °C, in prossimità della superficie terrestre, tra 100 e 2000 metri di profondità.
Questi fluidi, derivanti dalla fase finale di raffreddamento di un corpo magmatico associato con strutture vulcaniche o intrusive recenti con elevata attività idrotermale, si muovono attraverso fratture e porosità nelle rocce, precipitando minerali metallici quando varia la temperatura, la pressione o il pH.
Tali giacimenti rappresentano i membri finali in un continuum di processi magmatico-idrotermali che progressivamente incorporano più acque non magmatiche man mano che il sistema vulcanico si attenua, o man mano che ci si allontana dal centro vulcanico.
Tra questi giacimenti, di particolare importanza sono quelli di Au-Ag-Cu della regione circumpacifica, associati ad ambienti vulcanici, attivi o recenti, geologicamente parlando.
Gli studi effettuati hanno dimostrato che tali giacimenti si formano tipicamente a temperature di 160÷270 °C, a pressioni corrispondenti a 50÷1000 m di profondità.
Si dividono i giacimenti ad alta o bassa solfatazione, in funzione del grado di ossidazione dello zolfo nei fluidi magmatici, della composizione chimica e del pH in rapporto anche alle rocce incassanti alterate.
La precipitazione di Au (e Ag) è causata dall’ebollizione del fluido magmatico ricco in H₂S che causa la destabilizzazione del complesso Au(HS)₂⁻, portando alla precipitazione dell’oro nativo per perdita di H₂S e variazione di pH.
Oltre a oro e argento, i minerali tipici di questi giacimenti sono: Covellite (CuS), Calcocite (CuS2), Calcopirite (CuFeS2), Blenda (ZnS), Galena (PbS), Pirite (FeS2), Cinabro (HgS), Antimonite (Sb2S3).
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[1] L'ebollizione può avvenire in due modi: per diminuzione della pressione a causa della risalita del magma (prima ebollizione) o per aumento della concentrazione dei fluidi, dovuto alla cristallizzazione ortomagmatica, che provoca il superamento della loro solubilità (seconda ebollizione).
[2] Il coefficiente di ripartizione fluido/solido del Cu è direttamente proporzionale alla concentrazione di ioni Clˉ. Il Mo, invece, incompatibile con coefficiente 2.5, non dipende dalla presenza di ioni Clˉ.
[3] In questi porfidi è presente come associato Mo, che a profondità elevate e ambiente riducente diventa compatibile.