Metalogenia del depósito de manganeso Santa Rosa, Baja California Sur, México

Metallogeny of the Santa Rosa manganese deposit, Baja California Sur, Mexico

Augusto Antonio Rodríguez–Díaz^1,2*, David Blanco–Florido¹, Carles Canet³, Fernando Gervilla–Linares⁴, Eduardo González–Partida⁵, Rosa María Prol–Ledesma³, Salvador Morales–Ruano⁴, Maite García–Vallès⁶

¹ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, 04510, México, D.F. *E–mail: geaard@hotmail.com

² Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Ex–Hacienda de Guadalupe, Carretera Linares–Cerro Prieto km 8, 67700, Linares, Nuevo León, México.

⁴ Departamento de Mineralogía y Petrología e Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra, Universidad de Granada, Avd. Fuentenueva s/n., 18002, Granada, España.

⁵ Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Blvd. Juriquilla 3001, Juriquilla, Querétaro, 76230, México

⁶ Departament de Cristal•lografía, Mineralogía i Dipòsits Minerals, Universitat de Barcelona, c. Martí i Franquès s.n., Barcelona 08028, Catalunya, España.

Recibido: 02/10/2008.
Recibido corregido: 28/11/2008.
Aceptado: 10/12/2008.

Resumen

El contenido de manganeso de las menas varía entre 23.6 y 50.0 % en peso de MnO, mientras que el de SiO₂ oscila entre 13.3 y 32.4 % y el de BaO entre 9.9 y 13.7 %. Además, se observa un enriquecimiento significativo en Sr, Sb, As, Cu y Zn. Los perfiles de elementos de tierras raras normalizados a NASC muestran una marcada anomalía negativa de Eu y una anomalía negativa menos intensa de Ce. Las relaciones de Fe/Mn y Co/Zn para las muestras analizadas presentan una variación entre 0.01 a 0.16 y 0.17 a 0.34, respectivamente.

Los análisis microtermométricos sugieren dos poblaciones de inclusiones fluidas: una con una Th promedio de 136.5°C y una salinidad promedio de 4.2 por ciento en NaCl equivalente y otra con Th promedio de 136°C y una salinidad promedio de 11.4 por ciento en peso de NaCl equivalente.

Por su estructura, mineralogía, geoquímica elemental, fluidos y condiciones de depósito, la mineralización de Santa Rosa presenta una estrecha afinidad y relación genética con los depósitos de manantiales termales costeros actuales en la región. Por ello, su estudio permite establecer una correlación entre la metalogénesis de los depósitos de manganeso y los sistemas de manantiales hidrotermales someros activos.

Palabras clave: Hidrotermal, veta, brecha, romanechita, barita, ópalo, inclusiones fluidas, manantial termal, extensión tectónica.

Abstract

The Santa Rosa Mn–Ba deposit is located southwest of the town of San Nicolás and south of the Concepción Peninsula in Baja California Sur (Mexico). It consists of a manganese oxide vein–breccia striking NNW with a subvertical dip to the ENE that is exposed discontinuously over 500 m. The deposit is hosted in conglomerates that belong to the Los Volcanes member of the Pliocene age San Nicolas Formation. The mineralization is characterized mainly by banded and brecciated structures with manganese oxides (romanèchite and pyrolusite), along with barite, opal, quartz, calcite, magnetite–maghemite and minor goethite.

The ore contains between 23.6 and 50.0 wt. % MnO, 13.3 and 32.4 wt. % SiO₂, and 9.9 and 13.7 wt. % BaO. In addition, the ores are significantly enriched in Sr, Sb, As, Cu and Zn. The NASC normalized REE profles show a pronounced negative Eu anomaly and a more moderate negative Ce anomaly. The Fe/Mn and the Co/Zn ratios range between 0.01 and 0.16, and 0.17 and 0.34, respectively.

Microthermometry suggests two fluid inclusion populations: one with an average Th of 136.5°C and estimated salinity of 4.2 wt. % equivalent NaCl, and the other with an average Th of 136°C and estimated salinity of 11.4 wt. % equivalent NaCl.

Keywords: Hydrothermal, vein, breccia, romanèchite, barite, opal, fluid inclusions, hot spring, extension tectonics.

1. Introducción

Los depósitos hidrotermales continentales de manganeso generalmente son depósitos pequeños y medianos, menores a las 50,000 Ton. de óxidos de Mn, emplazados en vetas (Laznicka, 1992). Un rasgo importante de los depósitos hidrotermales continentales es su afinidad y relación genética con los yacimientos epitermales y con los sistemas geotérmicos (Hewett, 1964; White, 1981; Crespo y Lunar, 1997; Miura y Hariya, 1997; Liakopoulos et al., 2001; Canet et al., 2005a).

Este tipo de depósitos de Mn es particularmente abundante en el noroeste de México y suroeste de Estados Unidos, donde forman vetas comúnmente encajonadas en rocas volcánicas ácidas a intermedias de edad terciaria (Mapes, 1956; González–Reyna, 1956; Hewett, 1964; Zantop, 1978; Roy, 1992, 1997). En ocasiones, estos depósitos ocurren como cuerpos lenticulares y concordantes y pueden asimismo estar encajonados en rocas sedimentarias de edades más recientes. Muchos de los depósitos conocidos más recientes se han formado en o cerca de la superficie terrestre, en un ambiente de manantiales termales (hot spring deposits). Por ello, pueden estar asociados a depósitos de sínter e incluso presentar estructuras estromatolíticas (Ber–ger, 1985; Miura y Hariya, 1997; Canet et al., 2005a y b) y generalmente son de bajo potencial económico.

En la zona de Bahía Concepción, Baja California Sur, abundan las manifestaciones hidrotermales fósiles, como depósitos de óxidos de Mn emplazados en vetas, stockworks y brechas (El Gavilán, Mantitas, Minitas, Pilares, Trinidad y La Azteca), y actuales, como manantiales termales costeros formando precipitados en vetas y costras con óxidos de Mn (Rodríguez–Díaz, 2004; Camprubí et al., 2008). Los manantiales termales en la zona, Agua Caliente y Santispac, presentan depósitos que se componen principalmente de romanechita, pirolusita, todorokita, barita y ópalo (Canet et al., 2005b; Blanco–Florido, 2007). Las mineralizaciones en vetas están encajonadas normalmente en rocas volcánicas continentales del Oligoceno–Mioceno y están controladas por un sistema de fallas normales de dirección NO–SE, que tiene relación con eventos tectónicos extensivos terciarios asociados a la apertura del Golfo de California.

El depósito de Santa Rosa, localizado al sur de Península de Concepción, difiere significativamente de los otros depósitos en vetas por estar encajonado en conglomerados y sedimentos aluviales más recientes, del Plioceno Superior, y por presentar una mineralogía más simple (romanechita, barita y ópalo, esencialmente).

Por su mayor similitud en estructura y mineralización con respecto a las manifestaciones hidrotermales actuales, su estudio puede servir para establecer una correlación entre la metalogénesis de los depósitos de manganeso y los sistemas de manantiales hidrotermales activos.

Bahía Concepción se localiza en la costa oriental de la Península de Baja California Sur y tiene una orientación noroeste–sureste, presentando una forma alargada y semicerrada. Más al sur, entre ésta y la ciudad de Loreto, se encuentra otra bahía, de nombre San Nicolás, la cual se encuentra abierta al Golfo de California. Cerca de ella se ubica el depósito de Santa Rosa (26°28'37.94" N y 111°33'6.4" W), a unos 8 km al SO del poblado de San Nicolás (Figura 1). El acceso más directo a esta mina es a través de un camino sin asfaltar que parte de la Carretera Transpeninsular (Carretera Federal No. 1), aproximadamente a 97 km al norte de Loreto.

El basamento en la región de Bahía Concepción consiste en esquistos Paleozoicos que aforan muy escasamente y, mayoritariamente, en una serie de granitoides de edad cretácica, que en la zona de la Bahía de San Nicolás son de composición cuarzomonzonítica y granodiorítica (Figura 2; McFall, 1968; Casarrubias y Gómez–López, 1994; Ledesma–Vázquez, 2000). El Cenozoico está representado principalmente por la secuencia volcánica continental del Grupo Comondú del Oligoceno–Mioceno (McFall, 1968; Umhoefer et al., 2001; Figura 2). A su vez, rocas intrusivas de composición gabroica y diorítica del Mioceno emplazadas en diques subverticales y sills cortan al basamento y al Grupo Comondú en la Península de Concepción (Noble, 1950; McFall, 1968).

Al sureste de Bahía Concepción (Figura 2), las formaciones Infierno y San Nicolás, de edad Plioceno Tardío, se encuentran sobreyaciendo discordantemente al Grupo Comondú (Ledesma–Vázquez, 2000; Ledesma–Vázquez et al., 1997, 2006). La Formación Infierno consiste de depósitos sedimentarios transgresivos, principalmente conglomerados volcánicos, areniscas, lodolitas, nódulos y capas de sílex con estructuras de reemplazamiento (Johnson et al., 1997; Rodríguez–Díaz, 2004). En el área de San Nicolás, sobreyaciendo a las rocas de la Formación El Salto del Grupo Comondú, se encuentra una serie de flujos de lava y tobas líticas, conglomerados, calizas y biocalcarenitas, a la Formación San Nicolás (Figura 3; Swalan y Smith, 1984; Ledesma–Vázquez et al., 2006). Esta formación se divide en cuatro miembros: (a) la toba volcánica de San Antonio, (b) Los Volcanes, (c) Arroyo Amarillo y (c) El Saucito. El miembro Los Volcanes es un conglomerado matriz–soportado, depositado en ambiente de abanico aluvial. Dicho conglomerado contiene clastos de composición andesítica del Mioceno, con morfologías entre bien redondeadas y subangulosas. Es en este miembro donde se aloja la estructura mineralizada de Santa Rosa.

El Cuaternario consiste en depósitos vulcanosedimentarios y derrames lávicos adyacentes al área de Bahía San Nicolás y sedimentos aluviales, coluviales y marinos en toda la región.

3. Metodología

La mineralogía fue determinada mediante observaciones macroscópicas, microscopía óptica de luz transmitida y reflejada, microscopía electrónica con análisis de energías dispersivas (SEM–EDS, por sus siglas en inglés), difracción de rayos X (DRX), y análisis de química mineral por microsonda electrónica (EMP, por sus siglas en inglés). Para la cuantificación geoquímica de las muestras mineralizadas se utilizó fluorescencia de rayos X (FRX) para elementos mayores y espectrometría de masas con plasma acoplado por inducción (ICP–MS, por sus siglas en inglés) para elementos menores y traza.

Para la caracterización mineralógica se empleó un microscopio óptico de luz transmitida y reflejada marca Carl Zeiss modelo Axiolab en el Instituto de Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), acoplado a un software para microfotografías AxioVision 3.1. Para complementar las observaciones se ha empleado un equipo marca FEI Quanta 400, detector SSD de bajo vacío a una presión de 0.5 Tor y voltaje e 25 kV y un software de análisis cualitativos EDAX Genesis del Centro Andaluz de Medio Ambiente (CEAMA), Granada, España. Con este equipo se han obtenido imágenes de electrones secundarios (SE, por sus siglas en inglés) y retrodispersados (BSE, por sus siglas en inglés) y análisis cualitativos de EDS.

El análisis mineralógico por la técnica de DRX se realizó en muestras separadas manualmente de mena y ganga, pulverizadas en mortero de ágata. Esta técnica permitió establecer con certeza la mineralogía del depósito, teniendo en cuenta que varias de las fases principales son de grano muy fino y/o poco cristalinas. Para los minerales de mena se utilizó un difractómetro de rayos X Philips PW1710 con monocromador de grafito, rendija automática, radiación K_α del Cu (λ= 1.545 Å) y conexión on–line con una computadora; los datos fueron colectados cada 10 segundos en barridos continuos con paso angular de 0.02° 2θ, trabajando a 40 kV y 40 mA. El software empleado en la identificación fue X–powder con la base de datos PDF2.DAT del ICDD de la Facultad de Ciencias, Universidad de Granada (España). Para las fases de la ganga en la mineralización se usó un instrumento Panalytical X'Pert Diffractometer, con un ángulo de barrido de 4–100° 2θ, un paso de 0.017° 2θ y un tiempo de adquisición de 50 segundos. La radiación utilizada fue Kα del Cu con una longitud λ= 1.54061 Å. Las condiciones de análisis fueron 40 kV y 28 mA. El software utilizado en la interpretación de los espectros de difracción fueron el DIFRAC/AT–(Siemens 1993)–EVA y el X'Pert High Score. Los análisis se llevaron a cabo en los Serveis Científico Tècnics de la Universitat de Barcelona (Cataluña, España).

Las inclusiones fluidas (IF) fueron estudiadas por la técnica de microtermometría en una platina térmica Linkam THMSG 600 del Centro de Geociencias de la UNAM, en Juriquilla, Querétaro. La reproducibilidad de las mediciones fue de ± 0.2° C por debajo de los 0° C (temperatura de fusión del hielo; Tfh) y de ± 2° C para las temperaturas de homogenización (Th). La salinidad se ha expresado en tanto por ciento en peso de cloruro de sodio equivalente (wt. % NaCl). La densidad del fluido y la salinidad fueron calculadas a partir de datos microtermométricos utilizando las ecuaciones de Bodnar (1993), Roedder (1984) y Zhang y Frantz (1987), asumiendo un sistema de H₂O–NaCl (Bodnar, 1983).

El análisis geoquímico de elementos mayores en la mineralización se realizó mediante FRX, usándose un espectrómetro de masas secuencial de FRX marca Siemens SRS 3000 del Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica del Instituto de Geología de la UNAM. Los elementos traza fueron analizados en los laboratorios comerciales de Actlabs Laboratories (Ancaster, Ontario, Canadá) por medio de ICP–MS.

4. Estructura del depósito Santa Rosa

El depósito de Santa Rosa fue explotado durante los años sesenta por medio de unas trincheras de escaso desarrollo en las zonas más ricas en manganeso (Maraver–Romero et al., 1997). Actualmente se pueden observar mejor las obras mineras a lo largo de un intervalo de 75 m de longitud, en la región más rica en mena de la estructura mineralizada.

La mineralización se encuentra sobre una ladera del arroyo Las Lumbreras y consiste en una veta–brecha de aproximadamente 500 m de longitud, expuesta en aforamientos discontinuos, con espesores variables desde 30 cm hasta 2 m. En su mayor parte, el espesor de la estructura mineralizada es poco menos de 1 m y la mayor potencia (2 m) se desarrolla únicamente en un intervalo de 52 m (Figura 3).

La veta–brecha tiene una disposición estructural de rumbo preferente NNO–SSE e inclinaciones hacia el ENE. Los datos de rumbos medidos se encuentran entre los 9° y 50° NO, preferentemente entre los 10° y 20°, con buzamientos casi verticales, desde 90° hasta 75° NE.

La roca encajonante es un ortoconglomerado con una granulometría que varía desde gravas, de más de 1 cm, hasta bloques, de hasta 30 cm. Los clastos son en general subangulosos a subredondeados y mal clasificados y consisten en fragmentos de andesita y pórfido andesítico, con moderada oxidación por intemperismo.

La mineralización tiene principalmente estructuras bandeadas y brechadas, sin embargo, se observan también intervalos donde cementa a la roca detrítica encajonante (Figura 4). Las estructuras bandeadas se distinguen por la alternancia de bandas irregulares de coloración negro–azulado y blanco–rosa, correspondientes a las zonas con predominio de óxidos de Mn, y de ópalo y barita, respectivamente. Hacia los bordes y el centro de la estructura mineralizada predominan las bandas claras. Además, hay vetillas milimétricas que cortan a las bandas de óxidos y ganga. Dentro de las estructuras bandeadas se hallan lentes brechados decimétricos, que incluyen fragmentos de roca encajonante, mena y ganga, y presentan oquedades rellenas con óxidos de manganeso y ópalo formando texturas botroidales, así como fenocristales tabulares de barita de hasta 1 cm de longitud.

5. Asociaciones minerales

Los minerales de mena (óxidos de Mn) consisten en romanechita, principalmente, y pirolusita, en cantidades subordinadas. Como minerales de ganga se encuentran barita, ópalo, cuarzo, calcita, magnetita–maghemita y goethita.

La romanechita (Ba,H₂O)₂(Mn⁴⁺,Mn³⁺)₅O₁₀ forma agregados botroidales de hasta 2 cm de diámetro, constituidos por cristales aciculares de coloración negro–azulada en muestra de mano. Además, se presenta en agregados radiales de cristales aciculares, especialmente cuando ocurre como relleno de cavidades y actúa como cementante en la brecha. En el microscopio óptico de luz reflejada se observa una zonación de cristales de romanechita que constituyen los botroides (Figura 5) y que geoquímicamente corresponde a un aumento progresivo y sutil en el contenido de Ba, aunque es común encontrar alternancias de pulsos enriquecidos y empobrecidos en Ba (Figura 6).

La pirolusita MnO₂ es escasa, con un contenido modal < 5 %, desarrolla cristales de algunas decenas de μm de longitud que se disponen intersticialmente respecto a la romanechita, rellenando de forma pasiva micro–fracturas (vetillas) o la porosidad, o bien en pátinas recubriendo los clastos de la brecha. En ocasiones, los agregados de pirolusita son botroidales.

La barita BaSO₄ ocurre como cristales tabulares de dimensiones variables, desde pocas micras hasta 1 cm. Se asocia a los agregados de romanechita y desarrolla bandas porosas, rellena oquedades y actúa como cementante en la brecha. Observada en el SEM, usualmente muestra bordes corroídos y engolfados (Figura 6).

El ópalo SiO₂•nH₂O se encuentra formando bandas coloformes de 1 cm de espesor, de textura homogénea, de color blanco, rosa y azul de forma intercalada; dichas bandas cubren superficialmente los óxidos de manganeso y en algunas regiones se puede observar que el ópalo actúa también como cementante de la brecha (Figura 5).

El cuarzo aparece escasamente rellenado oquedades, alrededor de un 2 % modal, como cristales pequeños de centenas de μm.

La calcita se encuentra únicamente como relleno de porosidad, formando cristales euedrales de decenas de μm.

La magnetita Fe₃O₄ se encuentra frecuentemente como fragmentos sueltos dentro de la brecha, de bordes subangulosos y tamaños de entre 0.5 mm a decenas de μm. Frecuentemente, los fragmentos se encuentran fracturados y presentan bordes de alteración a maghemita. Estos cristales proceden de la roca encajonante.

Pequeñas cantidades de minerales procedentes de la roca encajonante, como plagioclasa y clinopiroxeno, con tamaños desde decenas de μm hasta 0.5 mm, y fragmentos de andesita milimétricos a centimétricos, muy alterados, se encuentran dentro de las vetas, cementados por la mineralización

5.1. Difracción de Rayos X

En los análisis de DRX realizados a tres muestras representativas de la mena (SR–a, SR–b y SR–c) es posible observar los picos característicos de la romanechita (2.41, 2.19 y 3.48 Å) (Smith y Mrose, 1974). De igual modo se determinó la presencia de cuarzo, plagioclasa y barita como fases accesorias (Figura 7).

Los análisis realizados en dos muestra representativas de la ganga (BC–8 y BC–10) presentaron como fase principal sílice amorfa (ópalo–C), caracterizado por tener una curvatura respecto a la línea base del difractograma; esta curvatura presenta su centro entre 20.8– 21.75° 2θ, con un valor de FWHM de 0.2° a 0.6°. Estas características son similares a las que Lynne et al. (2005), Herdianita et al. (2000) reportan para los depósitos de sílice amorfa en manantiales termales y sínters. En estos difractogramas se pueden observar otras fases minerales accesorias como cuarzo y barita (Figura 7).

5.2. Química mineral

La romanechita presenta una estructura cristalina semejante a la de la holandita BaMn₈O₁₆ y la todorokita (Mn, Mg, Ca, Ba, K, Na)₂Mn₃O₁₂•3H₂O (Bursill, 1979; Turner y Buseck, 198l; Vasconcelos, 1999). La estructura de la romanechita está construida por cadenas dobles y triples con octaedros de MnO₆ con borde compartido que se une para formar grandes túneles con secciones cruzadas rectangulares, de dos por tres octaedros (Post, 1999). Los túneles son llenados con cationes de Ba²⁺ y moléculas de agua en una relación 1:2, además de pequeñas cantidades de otros cationes como Na⁺, K⁺, Sr²⁺, Ca²⁺, Mg²⁺ (Turner y Post, 1988; Vasconcelos, 1999); las cargas de los cationes del túnel están balanceados por substitución de Mn(III) por Mn(IV).

Los análisis de EMP fueron aplicados a romanechita con distinta textura (Tabla 1). Las romanechitas muestran fluctuaciones menores en su composición, con un rango de 76.30 a 69.66 % en peso de MnO₂ (total) y de 17.14 a 17.93 % en peso de BaO. Los elementos menores son Si, Al, Fe, V, Ca, Mg y Cu. En general, los análisis químicos de la romanechita muestran una fórmula estructural: (Ba_0.58–0.61, H₂O_1.37–1.40) (Mn⁴⁺_4.53–4.56, Fe³⁺_0.01–0.02, Al_0.04.–0.05, Si_0.03) O₁₀

6. Secuencia paragenética

La secuencia paragenética de la mineralización en el depósito Santa Rosa pudo ser deducida por las observaciones en campo y en muestra de mano y por las relaciones texturales exhibidas en los microscopio petrográfico y electrónico (Figura 8).

Los granos de magnetita–maghemita contenidos hasta en un 3% modal en la veta–brecha mineralizada provienen de la roca encajonante. Ello queda evidenciado por sus similitudes texturales en los clastos de la roca encajonante, por el aislamiento de los fragmentos, sin relación con la mena y ganga, y por la morfología en los fragmentos, subangulosos a subredondeados, que indica un transporte.

El proceso hipogénico que dio lugar a la veta–brecha ocurrió mediante el desarrollo de dos etapas hidrotermales principales en la mineralización. Durante la primera etapa, veta–brecha y brecha, causante de la mineralización económica, se produjo la precipitación de barita y de romanechita. La romanechita registra variaciones en el contenido de bario, que en general aumentan hacia el final de la etapa de mineralización, como se observó en estudios de SEM–EDS. Hacia el final de esta primera etapa, se formó pirolusita en cantidades accesorias. Esta generación de pirolusita hidrotermal se caracteriza por presentar cristales intercrecidos con los de romanechita. Durante una segunda etapa, también ligada al proceso hidrotermal, precipitó el ópalo, como relleno tardío de cavidades, con cantidades accesorias de barita, pirolusita y cuarzo.

Por último, como resultado de la alteración supergénica, se desarrollaron vetillas, costras y pátinas de calcita, goethita y de pirolusita (Etapa 3; Figura 8).

Las mediciones microtermométricas fueron hechas en cuatro muestras de barita de la mineralización, con un total de 49 inclusiones fluidas (IF) estudiadas; dos muestras corresponden a la etapa de formación de veta–brecha y dos muestras a la de brecha. La barita aparece como fenocristales tabulares intercrecidos con óxidos de manganeso. Fueron seleccionadas para este estudio las IF primarias y pseudosecundarias, excluyéndose todas aquellas que presentaron decrepitación o estrangulamiento. A temperatura ambiente, la mayoría de las IF presentes en las muestras son bifásicas (líquido + vapor), con grados de relleno (F = V_{Fase Líquido} /V_{Total IF}) de 0.75–0.95, y unifásicas (líquido). El tamaño de las IF varía en un rango de 5 a 80 μm. Las IF aisladas, agrupadas, dispersas y distribuidas al azar fueron consideradas como primarias o pseudosecundarias. Para proponer la veracidad y validación de los datos microtermométricos en las IF en barita, las cuales son susceptibles de sufrir procesos post–atrapamiento, se siguieron las recomendaciones de Ulrich y Bodnar (1988) y de Van den Kerkhof y Hein (2001).

La información derivada de la microtermometría se expone en la Tabla 2. Las mediciones microtermométricas registran temperaturas de homogeneización (Th) entre 108° y 160°C, con un promedio de 126.47°C. Las temperaturas de fusión del hielo (Tfh) medidas presentan un intervalo de –1.8° a –8.6°C. La salinidad calculada varía de 3.1 a 12.4 wt. % NaCl.

Los histogramas de Th y Tfh (Figura 9) y el gráfico de Th vs. salinidad (Figura 10) sugieren dos poblaciones de inclusiones, la primera con Th de 123° hasta 156°C, Tfh que varían de –1.8° a –3.8°C y salinidades calculadas con valores entre 3.1 a 6.2 wt. % NaCl y una segunda población con Th moderadamente variables entre 108 y 160°C, Tfh con un intervalo entre –6.6° a –8.6°C y salinidades en el rango de 10 a 12.4 wt. % NaCl. Así, el primer grupo se caracteriza por Th de intervalo modal de 120° – 125°C y salinidad promedio de 4.2 wt. % NaCl y el segundo por Th de intervalo modal 110° – 115°C y salinidad promedio 11.4 wt. % NaCl.

8. Geoquímica elemental

La concentración total de los elementos de tierras raras (REE, por sus siglas en inglés) de las menas en Santa Rosa varía de 18.9 a 66.6 ppm y en los precipitados hidrotermales de Agua Caliente de 8.7 a 15.8 ppm. En particular, las concentraciones de los elementos ligeros de la tierras raras, La–Eu, (LREE, por sus siglas en inglés) en las menas de Santa Rosa varían en un rango de 17.6 a 60.7 ppm, mientras que los elementos de tierras raras pesadas, Gd–Lu, (HREE, por sus siglas en inglés) oscilan alrededor de los 5.9 ppm en las muestras de Santa Rosa, lo que denota una mayor concentración de LREE que de HREE. Los LREE en los precipitados en Agua Caliente varían entre 7.1 y 14.2 ppm.

El contenido de REE normalizado al compuesto de lutita de América del Norte (NASC, por sus siglas en inglés; Taylor y McLennan, 1985) se muestra en la Figura 11. Los perfiles normalizados de las REE de las menas de Santa Rosa muestran una anomalía negativa de Eu y una moderada anomalía negativa de Ce. En los precipitados del manantial termal Agua Caliente se observa solamente una anomalía negativa en Ce poco pronunciada, lo cual coincide con las muestras de mena de Santa Rosa. Las anomalías negativas de Eu/Eu* y Ce/Ce*, calculadas mediante la expresión de McLennan (1989), para las muestras de Santa Rosa varían en un rango de 0.017 a 0.030 y 0.074 a 0.123, respectivamente. Para los precipitados de Agua Caliente los valores de Ce/Ce* se sitúan entre 0.053 y 0.112

Las relaciones de Fe/Mn varían entre 0.010 y 0.160 y las de Co/Zn entre 0.173 y 0.338 para las muestras de la mena de Santa Rosa. En las muestras de precipitados del Agua Caliente, Fe/Mn varía de 2.709 a 16.106 y Co/Zn de 0.029 a 0.267.

9. Discusión

9.1. Contexto tectónico

La existencia de manifestaciones hidrotermales actuales y fósiles en el área de Bahía Concepción y Bahía San Nicolás presenta una gran relevancia por la estrecha relación que muestran entre sí y porque ponen en evidencia los procesos hidrotermales y metalogenéticos propios de un contexto volcánico y tectónico extensivo. El estudio mineralógico y geoquímico, y la caracterización de los fluidos mineralizantes pueden permitir establecer una correlación metalogenética de los depósitos de manganeso y los sistemas de manantiales hidrotermales someros activos.

Las rocas predominantes que alojan a la mayoría de las manifestaciones hidrotermales fósiles y actuales son rocas volcánicas continentales de composición intermedia y de edad Oligoceno–Mioceno del Grupo Comondú, relacionadas con un contexto de tipo arco (Hausback, 1984; Bigioggero et al., 1995; Ledesma–Vázquez y Johnson, 2001; Johnson y Ledesma–Vázquez, 2001; Umhoefer et al., 2001). Durante el Mioceno Medio y Superior el área se vio sujeta a eventos tectónicos extensivos relacionados con la apertura del Golfo de California, desarrollándose cuencas limitadas por fallas normales de orientación preferente NO–SE. Tales fallas han servido como conductos para mineralizaciones hidrotermales de manganeso en las siguientes áreas: El Gavilán, Santa Teresa, Trinidad, Mantitas, Minitas y La Azteca en Bahía Concepción y El Boleo y Lucifer en la Cuenca de Santa Rosalía. Además, canalizan actualmente la circulación de fluidos hidrotermales de los manantiales termales costeros (Freiberg, 1983; Casarrubias y Gómez–López, 1994; Prol–Ledesma et al., 2004; Rodríguez–Díaz, 2004; Canet et al., 2005a; Camprubí et al., 2008; Del Rio–Salas et al., 2008). En la región entre Bahía San Nicolás y Loreto existe un sistema de fallas normales y transtensionales orientadas al NO–SE y ENE–OSO, respectivamente, de edad Mioceno Superior, algunas de las cuales se reactivaron en el Plioceno (Umhoefer et al., 2002). Un posible mecanismo capaz de promover la migración y precipitación de fluidos en Santa Rosa fue la reactivación del sistema de fallas Bahía San Nicolás y Loreto. La reapertura de las fallas se traduce en una reducción sustancial y repentina en la presión local del fluido en ciertos sitios, produciendo una migración de fluidos y la subsiguiente precipitación de minerales debido a procesos de ebullición y mezcla. Esta suposición puede apoyarse en la similitud de estructuras de vetas–brechas de óxido de manganeso de orientación NO–SE y ENE–OSO de la mineralización del Plioceno de San Juanico, ubicada al sur del depósito de Santa Rosa (González–Reyna, 1956; Terán–Ortega y Ávalos–Zermeño, 1993).

9.2. Asociaciones minerales y Paragénesis mineral

La mena principal en Santa Rosa, romanechita, presenta una química mineral con valores altos de BaO que oscilan entre 17 y 18% en peso, moderados de Si, Al y V y pobres (por debajo de 1% en peso) de Ca, Mg, Fe y Cu. Debido a su estructura interna la romanechita puede tener cantidades variables de Ba y H₂O, por su relación de reemplazamiento isomórfico, en proporciones generalmente 1:2, respectivamente (Wadsley, 1953; Bursill, 1979; Turner y Post, 1988), similar a la proporción hallada en la fórmula estructural obtenida en Mina Santa Rosa. De la fórmula general de la romanechita (Ba, H₂O)₂ (Mn, R)₅ O₁₀, donde R puede incluir elementos como Si, Al, Mg, Ca, Na, K, Sr, W, Cu, Zn, Ni y Co (Wadsley, 1953; Post, 1999), la fórmula estructural calculada presenta sólo: Al, Fe, Si, Ca y Mg. Generalmente se encuentra un enriquecimiento distintivo de elementos como Ba, Sr, Ni, Co, Cu y Zn en óxidos de Mn de depósitos hidrogénicos formados en fondos marinos y un empobrecimiento en los depósitos hidrotermales marinos (Ostwald, 1986; Bonatti et al., 1972; Usui; 1990, Hein et al., 1997). Esta carencia de tales elementos se observa en los óxidos de manganeso de Santa Rosa y Agua Caliente.

La romanechita de los precipitados de los manantiales costeros de Agua Caliente presenta mayor contenido, con respecto a Santa Rosa, en Si, más del 3% en peso de SiO₂, Mg con más de 1% en peso de MgO, casi un 2% en peso de CaO y Fe con poco más de 1% en peso de Fe₂O₃. El contenido en Ba es de 10 wt. % de BaO (Canet et al., 2005a), menor a las romanechitas de Mina Santa Rosa.

La paragénesis en Santa Rosa indica una primera etapa de mineralización de romanechita y barita, una segunda etapa de fases silícicas y pirolusita y una tercera supergénica (Figura 8). En los precipitados del manantial termal de Agua Caliente, la mineralización consta de pirita, cinabrio, calcita y barita (Rodríguez–Díaz, 2004; Canet et al., 2005a; Blanco–Florido, 2007). En estos precipitados la barita no se asocia con los óxidos de Mn, pues la romanechita y la todorokita se forman en una segunda etapa de mineralización, y la fase hidrotermal silícica–calcárea ocurre en una etapa tardía.

Es común encontrar las texturas bandeadas coloformes y brechadas en Santa Rosa y en otros depósitos semejantes como en Logan Mine, California, y en Valley, Nuevo México (Mouat, 1962; Hewett, 1964). También en depósitos de manantiales termales se pueden encontrar texturas bandeadas coloformes y travertínicas como en el manantial Golconda, en Nevada (Kerr, 1940) y en Agua Caliente (Canet et al., 2005a, 2005b; Blanco–Florido, 2007). En depósitos de manantial termal es distintiva la formación de sínters silícicos o calcáreos, así como el brechamiento hidrotermal (Berger, 1985). En los depósitos de manantial termal, además, puede haber sulfuros y metales preciosos (Berger, 1985). Estas similitudes con los depósitos del tipo manantial termal pueden observarse entre Santa Rosa y Agua Caliente.

La alteración en el área del depósito Santa Rosa es muy escasa y consiste en un reemplazamiento moderado de los minerales de la roca caja, como plagioclasas y piroxenos, por romanechita, así como una silicificación y oxidación supergénica moderadas, muy similar a lo encontrado en Agua Caliente, en Luis López, Nuevo México (Lueth et al., 2004), en Vani, Milos, Grecia (Liakopoulos et al., 2001) y en Córdoba, Argentina (Leal, 2002), difiriendo únicamente por la presencia de adularia, sericita y mot–morillonita, distintivo de yacimientos epitermales (Heden–quist et al., 2000).

9.3. Fluido mineralizante

Las mediciones de IF alojadas en barita indican dos poblaciones de IF: una de Th modal de 120°–125°C y salinidad promedio de 4.2 wt. % NaCl y otra de Th modal de 110°–115°C y salinidad promedio de 11.4 wt. % NaCl. Estas poblaciones podrían señalar la existencia de dos fluidos con rangos de temperatura similares pero con variaciones en la salinidad, lo cual es común durante procesos de fraccionamiento composicional producto del proceso de ebullición de los fluidos. Sin embargo, no se han observado evidencias de coatrapamiento de IF salinas y de IF ricas en vapor en las muestras del depósito Santa Rosa, lo cual sería una evidencia de la ocurrencia de ebullición. Esto se puede deber a que en las zonas de sistemas hidrotermales con presencia probada de ebullición, se ha observado que solamente el 1% de la población total de IF son inclusiones ricas en vapor (Simmons y Christenson, 1994), por lo cual se deberían analizar más muestras para aumentar la probabilidad de encontrar inclusiones ricas en vapor. La ebullición es uno de los procesos más efectivos para la precipitación de minerales de mena, en especial minerales preciosos (Simmons y Christenson, 1994).

Una explicación alternativa a los fenómenos de ebullición sería una mezcla en diferentes proporciones de un fluido de baja salinidad con otro de alta salinidad. Las diferentes proporciones de estos fluidos pueden ser el resultado de variaciones temporales de aporte de agua meteórica en el sistema hidrotermal a través de las fallas. En Agua Caliente, datos microtermométricos de IF en barita revelan dos poblaciones con Th ~ 127° C y una salinidad de 2.7 wt. % NaCl y otra con Th de 109° C y una salinidad de 11.6 wt. % NaCl (Villanueva et al., 2008). Estos datos concuerdan con un modelo de mezcla de tres componentes: (a) un fui–do meteórico que en su ascenso se mezcla con (b) una salmuera atrapada en una unidad sedimentaria a profundidad (en una contribución entre 20–30 %) y que, eventualmente, en su camino hacia la superficie sufre otra mezcla con (c) agua salina proveniente de infiltraciones someras de agua marina de la Bahía Concepción. Este modelo también puede aplicarse para explicar el fluido mineralizante en Santa Rosa, donde un fluido hidrotermal, posiblemente de origen meteórico, se mezcla con un fluido altamente salino atrapado en unidades sedimentarias miocénicas. Posteriormente, en su asenso a la superficie, el fluido hidrotermal se mezcla en mayor o menor medida con fluidos salinos fríos superficiales de origen marino, motivo por el cual posiblemente se observan variaciones de temperaturas registradas en los datos microtermométricos (Figura 9 y Figura 10). Un moderado rango de Th (en la etapa de brecha) no puede ser provocado sólo por un cambio en la presión ya que en ese caso se tiene una disminución de la temperatura acoplada a un aumento drástico en la salinidad. En los casos de los datos de inclusiones fluidas, se tiene una disminución de la temperatura pero con poca variación en la salinidad, por lo que es factible sugerir un proceso de mezcla.

9.4. Geoquímica

Anomalías de elementos traza como: Ba, Sr, As, Cu, Li, Mo, Sb, Hg, Ag, Au, Cu, Pb, Zn, Mo, Ni, Co y Tl pueden fungir como indicadores de procesos genéticos hidrotermales de mineralización en yacimientos de manganeso, en especial los que tienen que ver con manantiales termales submarinos y continentales (Hewett, 1964; Ostwald, 1986; Bonatti et al., 1972; Usui, 1990; Nicholson, 1992; Crespo y Lunar, 1997; Hein et al., 1997; Miura y Hariya, 1997; Liakopoulos et al., 2001), tales elementos, más V y W han sido encontrados en el depósito Santa Rosa sugiriendo una génesis hidrotermal relacionada a un manantial, en Agua Caliente también se han encontrado estas anomalías.

Las diferencias marcadas en las concentraciones de Mn y Fe en Santa Rosa y Agua Caliente, denotadas por las relaciones Fe/Mn, son consecuencia de un drástico fraccionamiento entre estos dos elementos, por condiciones redox y diferencias en su solubilidad, durante la descarga de soluciones hidrotermales en depósitos de tipo manantial termal, como lo observado en Milos, en Grecia (Liakopoulos et al., 2001), acorde con Bonatti (1975), Toth (1980), Nicholson (1992) y Nath et al. (1997). El indicador geoquímico genético de la relación Co/Zn, señala un carácter hidrotermal para valores de Co<<Zn y de origen autigénico Co>Zn (Toth, 1980). En Santa Rosa y Agua Caliente se encontraron valores de Co<<Zn, entre 0.173 y 0.338 y 0.029 a 0.267, respectivamente, lo que indica un carácter genético hidrotermal para Santa Rosa y Agua Caliente.

Con respecto a las concentraciones totales de LREE y HREE en Santa Rosa y Agua Caliente (Tabla 3), se puede observar una mayor concentración de LREE para ambos casos. Tal predominancia en LREE con respecto a HREE puede ser explicada por una génesis hidrotermal (Nath et al., 1997), por lo que se presume un origen hidrotermal para Santa Rosa y Agua Caliente.

En los espectros de REE normalizados a NASC en Santa Rosa se puede observar una anomalía negativa de Eu, (Eu/Eu* = 0.017 a 0.030) y una anomalía negativa menos marcada de Ce (Ce/Ce* = 0.074 a 0.123). Las muestras de Agua Caliente presentan una pequeña anomalía negativa de Ce (Ce/Ce* = 0.053 a 0.112), muy similar a la de Santa Rosa (Figura 11).

Dentro de las REE el Eu es significativamente móvil en fluidos hidrotermales (Michard et al., 1983). La movilidad del Eu está regida por las condiciones redox, donde un empobrecimiento en Eu indica fluidos hidrotermales oxidados y de baja temperatura, y un enriquecimiento en Eu revela fluidos calientes y reducidos (Parr, 1992). La anomalía negativa de Eu en las menas de Santa Rosa denota fluidos oxidados y de baja temperatura, coincidiendo con una mayor presencia de óxidos de manganeso que de barita, mientras que en Agua Caliente se reportan anomalías ligeramente positivas de Eu (Canet et al., 2005a), indicando fluidos ligeramente reducidos y de moderada temperatura, concordando con una mayor presencia de barita, pirita y cinabrio que de óxidos. Una anomalía negativa de Ce es una característica distintiva para depósitos hidrotermales de Fe–Mn (Nath et al., 1997), coincidente con lo encontrado en el depósito de Santa Rosa y en Agua Caliente. El empobrecimiento en Ce en un depósito hidrotermal, puede atribuirse a la oxidación de Ce³⁺ a Ce⁴⁺ en agua marina y a una subsecuentemente removilización (Nath et al., 1997; Alibo y Nozaki, 1999). Las concentraciones moderadamente bajas en Ce y las salinidades obtenidas en IF en Santa Rosa y Agua Caliente sugieren que son fluidos salinos en condiciones oxidantes los causantes de la mineralización. Villanueva et al. (2008) a través de un modelado geoquímico menciona una mezcla de fluidos meteóricos, salmueras profundos y agua de mar como fluidos causantes de la mineralización en Agua Caliente, modelo compatible con los datos geoquímicos y microtermométricos.

10. Conclusiones

La mineralización de Mn–Ba de Santa Rosa presenta muchas afinidades con los adyacentes manantiales termales costeros de Agua Caliente, como son: (a) las estructuras de tipo veta, con orientación NNO–SSE controladas por fallas normales del Mioceno Superior–Plioceno, (b) las asociaciones minerales, ricas en romanechita, barita y ópalo, principalmente, con relaciones texturales y paragenéticas comparables, (c) la firma geoquímica, caracterizada por el enriquecimiento en Mn, Ba, Sb, As, Cu y Zn, diferencias marcadas en las concentraciones de Mn y Fe (Fe/Mn) y Co y Zn (Co/Zn) y (d) los fluidos mineralizantes salinos en condiciones oxidantes, de baja temperatura, 97° a 160° C, y salinidades altas, ~ 4 y de 11.1 wt.% NaCl.

Ambas mineralizaciones guardan una estrecha relación metalogenética, pudiendo considerarse a la mineralización en Santa Rosa como un equivalente fósil del manantial termal de Agua Caliente.

En consecuencia, el depósito de Mn–Ba de Santa Rosa constituye un caso de mineralización hidrotermal de baja temperatura en vetas extensionales, formado en un ambiente muy cercano a la superficie, de manantial termal (hot–spring).

Agradecimientos

La investigación que ha resultado en este trabajo ha sido financiada por el proyecto J–51127–I (CONACyT). Agradecemos a Rufino Lozano Santa Cruz (Instituto de Geología, UNAM) su apoyo en el laboratorio de FRX, a Carlos Linares López y Margarita Reyes (Laboratorio Universitario de Petrología, Instituto de Geofísica, UNAM) y a María Guadalupe Dávalos Elizondo (Posgrado en Ciencias de la Tierra, UNAM) por sus comentarios acerca de los datos de EMP y SEM. Agradecemos por sus valiosos consejos en la interpretación y discusión de los resultados de DRX e IF a E. Tauler Ferré y S. Martínez Manent (UB), R. E. Villanueva y A. Camprubí (UNAM).

Deseamos agradecer también a A. Camprubí, R.G. Pérez Vázquez, C. Báncora y A. López–Sánchez su apoyo durante diversas salidas de campo a la zona de estudio.

Los autores agradecemos a Lorena Ortega (Universidad Complutense de Madrid), Rafael Del Rio Salas (Universidad de Arizona) y Luis Enrique Ortiz Hernández (Universidad Autónoma del Estado de Hidalgo) por sus exhaustivas revisiones y valiosos comentarios de este trabajo.

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