capÍtulo 14 gÉnesis de los magmas calcialcalinos
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CAPÍTULO 14
GÉNESIS DE LOS MAGMAS CALCIALCALINOS
14.1 Definiciones
La serie calcialcalina está compuesta por la asociación volcánica basalto-andesita-dacita-rioli-ta, acompañada con frecuencia de la asociación plutónica gabro-diorita-granodiorita-granito.
Los miembros volcánicos más abundantes son los andesíticos, mientras que los plutónicos son los graníticos-granodioríticos.
Se localiza en zonas tectónicamente activas, tanto antiguas como recientes, lo que sugiere una estrecha relación entre la génesis de la serie, el mecanismo fundamental de la orogénesis y la evolución de las márgenes continentales y arcos insulares.
Los volcanes que dan lugar a magmas calcialcalinos se localizan en regiones situadas entre 80 y 150 km por encima de los planos de Benioff, esta relación nos indica que su génesis es fun-ción de procesos que acontecen en dichos planos o en sus cercanías.
La erosión de antiguas zonas de subducción ha expuesto a menudo a los miembros intrusivos de la serie los que, en muchos casos, se derivan del mismo magma responsable de los miem-bros volcánicos y representan simplemente una cristalización más profunda.
En otros casos, sin embargo, parecen haber experimentado una evolución petrológica más compleja, ya que la correspondencia entre ambos miembros no es siempre isoquímica y dada la preponderancia de los miembros ácidos en la asociación plutónica y de los intermedios en la volcánica.
Las proporciones en las que se encuentran los diferentes miembros de la serie son muy varia-bles:
En la región circumpacífica predominan las andesitas. En otras regiones cualquier otro miembro puede ser el más abundante.
En los Andes chilenos el basalto parece estar ausente.
Aparentemente la naturaleza y volúmenes relativos de los miembros de la serie pueden variar de modo sistemático en función del tiempo y de la etapa de la evolución magmática en que se encuentra una determinada provincia petrográfica.
Por ejemplo, en las Antillas Menores predominan las andesitas típicamente calcialcalinas, mientras que en las islas Sandwich del Sur, los basaltos son los más abundantes y su tenden-cia es intermedia entre toleítica y calcialcalina (Baker, 1968). Dicho autor concluyó que las se-gundas representan una etapa precoz y las primeras, una más evolucionada de la generación de los arcos magmáticos.
14.2 Comportamiento de la cristalización a presión atmosférica
Tilley y Muir (1967) y Brown y Schairer (1968) demostraron que la temperatura liquidus de los miembros de las series toleítica y alcalina disminuyen a medida que aumenta la relación FeO+Fe2O3/MgO. En cambio, las temperaturas liquidus de las rocas de la serie calcialcalina no muestran relación alguna con ese parámetro.
Otra característica importante de la serie calcialcalina es la alta temperatura de cristalización de la plagioclasa y el amplio intervalo de temperatura en que este mineral cristaliza solo. Por ejemplo, en las dacitas la plagioclasa se comienza a formar a 1275 ºC y continúa cristalizando en un intervalo de ± 100 ºC antes de que se le reúna el piroxeno.
Estas relaciones hacen muy poco probable que la serie calcialcalina provenga de la cristaliza-ción fraccionada de magmas basálticos a una atmósfera, pues las rocas con un alto contenido normativo de plagioclasa, como las andesitas o dacitas, constituyen una barrera térmica entre basaltos y riolitas.
Por tanto, cualquier hipótesis que trate de explicar la génesis de la serie calcialcalina por pro-cesos de cristalización fraccionada debe hacer intervenir algún mecanismo que deprima el campo de cristalización de la plagioclasa respecto de los minerales ferromagnesianos. Este mecanismo puede ser una presión alta de agua, una presión litostática alta o alguna com-binación de ambas.
Para explicar la tendencia de cristalización de la serie calcialcalina en un diagrama FMA se re-quiere que los ferromagnesianos implicados posean relaciones Fe/Mg mayores que las del oli-
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vino y piroxenos que controlan el fraccionamiento de los magmas toleíticos normales.
Experimentos en óxidos de Fe y Ti procedentes de magmas andesíticos y dacíticos indican que cristalizan a temperaturas entre 900 y 1050 ºC, inferiores a las esperadas en magmas anhidros de esa composición, por lo que se piensa que durante su cristalización estuvieron presentes im-portantes presiones de vapor de agua.
14.3 Teorías para explicar la génesis de la serie calcialcalina
Cristalización fraccionada de un magma basáltico (Bowen, 1928).
Fusión parcial de material siálico y modificación posterior del magma generado por contaminación con material básico o por hibridismo (Holmes,1932; Turner y Verhoogen, 1960).
Contaminación del magma basáltico con material de la corteza siálica (Daly, 1933), en particular sedimentos del fondo océanico arrastrados al manto en las zonas de subduc-ción (Coats, 1962).
Fusión parcial del basalto de la corteza océanica metamorfoseado a anfibolitas o cuar-zoeclogitas en las zonas de subducción (Green y Ringwood, 1968).
Fusión parcial del manto peridotítico en condiciones hidratadas (Poldervaart, 1955).
Fusión parcial de la corteza océanica y reacción de los líquidos generados con el manto suprayacente (Nicholls y Ringwood, 1973).
14.4 Hipótesis basadas en la cristalización de un magma basáltico
Argumentos a favor
En un magma toleítico rico en agua, es decir, con presiones elevadas del O2, la magne-tita es uno de los primeros minerales en cristalizar, lo que conduce a un empobreci-miento en hierro de los miembros intermedios y félsicos de la serie.
La cristalización precoz de la kaersutita, anfíbol pobre en SiO2 y rico en TiO2, explica el enriquecimiento de aquél y el empobrecimiento de éste en los miembros félsicos e
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intermedios. La geofísica sugiere la presencia de grandes cantidades de gabro debajo de las fajas
orogénicas, el cual representa el material sustraído a un magma basáltico para generar un magma andesítico.
Argumentos en contra
Las andesitas son las rocas más abundantes de las fajas orogénicas y no los basaltos. La ausencia de enriquecimiento en Fe de los miembros intermedios de la serie dificulta
la explicación de su procedencia de magmas basálticos toleíticos o alcalinos.
14.5 Hipótesis basadas en la contaminación
Argumentos a favor
Cuando las relaciones Sr87/Sr86 son altas (del orden de 0.720) no se excluye que algunos miembros félsicos de la serie se originen en la corteza por un proceso anatéctico.
Muchas características de las asociaciones plutónicas de las zonas de subducción pare-cen requerir una larga secuencia de procesos de asimilación cortical.
En algunos casos no se puede excluir la incorporación de cantidades pequeñas de sedi-mentos en las rocas andesíticas que explicarían satisfactoriamente la presencia de algu-nos elementos como el bario y la composición isotópica del estroncio.
Argumentos en contra
No se aplica en áreas donde las rocas de la serie descansan directamente sobre corteza océanica.
En muchas rocas calcialcalinas se obtienen valores bajos en la relación Sr87/Sr86 (del or-den de 0.7035), cercanos a los del manto e inferiores o iguales a los de los basaltos de las dorsales que derivaron de un manto empobrecido.
Contenidos bajos en elementos incompatibles (K,Rb, Ba, Cs, Th, U...) que excluyen una contaminación siálica.
Temperaturas liquidus de miembros intermedios de la serie demasiado altas (mayores de 1000 ºC ) incluso en condiciones hidratadas, lo que hace poco probable la génesis de magmas andesíticos en la corteza.
Estudios sobre la abundancia de elementos traza de los sedimentos océanicos y andesi-tas han demostrado que el contenido de aquéllos en éstas representa sólo un pequeño porcentaje.
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Parece ser que el contenido en elementos mayores de la serie calcialcalina es original y no refleja un grado importante de contaminación por sedimentos.
Es posible, que en la génesis de los miembros félsicos de la serie intervenga más de un proce-so, en grados, lugares y tiempos diferentes. Así, Taylor (1969) señala dos etapas:
1. Fusión parcial del manto para formar la corteza océanica de las dorsales 2. Fusión parcial subsecuente de esta corteza en las zonas de subducción
14.6 Hipótesis basadas en la fusión parcial de la corteza océanica en las zo-nas de subducción
La introducción de agua en la placa océanica subducente favorece la transformación de los basaltos en anfibolitas, las cuales son susceptibles de sufrir una fusión parcial posterior, a pre-siones que pueden alcanzar hasta 10 kbar (35 km), dando lugar a magmas toleíticos o calcial-calinos.
Si Pagua< Plitostática se puede obtener un magma calcialcalino y un residuo constituido escencial-mente de anfíbol y piroxeno.
A profundidades del orden de 70 km (20 kbar) y en condiciones anhidras, las toleítas de cuar-zo se transforman a cuarzoeclogitas.
Entre 100 y 150 km de profundidad la fusión parcial de la cuarzo-eclogita, en ausencia de agua, genera líquidos de composición andesítica, mientras que en condiciones hidratadas son riodacíticos, dejando un residuo de clinopiroxeno y granate.
El producto resultante sería función de la profundidad y temperatura a la que ocurre la fusión parcial y del grado de fraccionamiento sufrido por el magma así formado.
Sin embargo, este modelo no considera la interacción de los magmas así obtenidos con la cuña del manto suprayacente a la zona de Benioff.
14.7 Fusión parcial del material peridotítico en condiciones hidratadas
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Poldervaart(1955) sugirió que el producto de la fusión parcial de un manto superior ultramáfi-co, en condiciones de alta PH2O, sería más andesítico que basáltico.
O´Hara (1968) demostró que en un medio hidratado y para P 10 kbar, los primeros líquidos provenientes de la fusión parcial de peridotitas son ricos en Qz normativo , los cuales podrían generar la serie calcialcalina.
Kushiro y Yoder (1969) realizaron experimentos en el sistema MgO-SiO2-H2O. En la figu-ra14.1 se observa que a 20 kbar y con exceso de agua, por encima de 1275 ºC la enstatita fun-de incongruentemente produciendo algo de forsterita y un líquido más rico en SiO2 que la ens-tatita. El campo de cristalización del olivino muestra una notable expansión por comparación con las condiciones anhidras, donde no alcanza la curva liquidus de saturación en sílice, al desaparecer el peritéctico.
De este modo se generaría una toleíta con un pequeño porcentaje de qz normativo, pero la for-mación de magmas andesíticos o dacíticos (con 10 a 25% de ese mineral) es difícil de visuali -zar por este proceso.
Para explicar la formación de estos magmas, Kushiro y otros autores (1972) realizaron experimen-tos en una lherzolita de espinela, arrojada como xenolito por el volcán Salt Lake de Hawai.
El vidrio resultante de la fusión parcial de esa peridotita, que coexistía con olivino y piroxenos residuales, era rico en SiO2 y pobre en FeO y MgO, comparable a una dacita, aunque su por-centaje en CaO (10.2) era demasiado alto.
Los autores señalaron la posibilidad de que un aumento en el grado de fusión parcial de la roca empobrecería ese porcentaje.
Basándose en las dos últimas hipótesis mencionadas Nicholls y Ringwood (1973) elaboraron un modelo coherente de generación de los magmas calcialcalinos, que se resume a continuación.
14.8 Fusión parcial de la corteza océanica y reacción de los líquidos genera-dos con el manto suprayacente
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La fusión parcial de la corteza océanica subducente tiene lugar a temperaturas entre 750 y 900 ºC, en condiciones hidratadas, dando lugar a magmas ricos en sílice con un residuo de eclogita a profundidades mayores de 100 km.
Esos magmas ascienden y reaccionan con el manto, transformando la pirolita en piroxenita, la cual sube a su vez por diapirismo y sufre fusión parcial.
Aquellos diapiros que ascienden desde la zona de Benioff a profundidades de 100 a 150 km y que experimentan una segregación magmática entre 60 y 100 km, con un 20% de fusión par-cial darán lugar a magmas toleíticos.
Si la segregación se presenta entre 40 y 70 km los magmas serán de andesita basáltica, mien-tras que a profundidades menores de segregación (20-40 km), serán andesíticos.
Después de segregarse de sus diapiros, los magmas ascienden sufriendo fraccionamiento en sistema cerrado, con la separación de las fases siguientes:
Granate y piroxeno, entre 70 y 100 km de profundidad Anfíbol, piroxeno y olivino, entre 40 y 70 km Plagioclasa y piroxeno, a profundidades menores
De este modo se puede generar toda una amplia gama de líquidos calcialcalinos de composi-ción basáltica a riolítica, siendo los más frecuentes los andesíticos, como corresponde a la se-rie calcialcalina (véase figura 14.2).
FIGURA 14.2 ESQUEMA DEL ORIGEN DE LAS SERIES VOLCÁNICAS DE LA ZONAS DE SUBDUCCIÓN
14.9 Agrupación y resumen de las tres últimas hipótesis
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A medida que profundiza el plano de Benioff, se manifiesta el paso progresivo de minerales hidratados a minerales anhidros en la corteza océanica subducente.
El agua así generada emigra hacia el manto peridotítico suprayacente abatiendo el solidus y, en consecuencia, provoca la fusión parcial de la peridotita .
El magma resultante es rico en SiO2, pobre en FeO y MgO y de naturaleza andesítica-dacítica.
Como la fusión parcial, en condiciones anhidras, de una lherzolita de espinela genera magmas toleíticos a presiones inferiores a 15 kbar, y magmas alcalinos a presiones superiores a 20 kbar, así como magmas calcialcalinos en condiciones hidratadas, los tres magmas tipo más im-portantes se pueden formar a partir del mismo material con distintas condiciones.
Esta simplificación del problema de la génesis de los magmas hace muy atractiva la hipótesis.
14.10 Génesis de las rocas plutónicas calcialcalinas
Es mucho más compleja y poligenética que la de las rocas volcánicas correspondientes
Se han considerado los procesos siguientes:
Ultrametamorfismo y anatexis de la corteza Hibridismo o mezcla de magmas Cristalización fraccionada de magmas calcialcalinos Difusión al estado sólido (granitización)
Se ha llegado a un acuerdo de que la mayoría de los magmas calcialcalinos ascienden desde profundidades de ± 150 km a partir del plano de Benioff. Su enfriamiento a través del manto y la corteza constituye una fuente de calor en las rocas circundantes, lo que provoca metamor-fismo y anatexis.
La combinación de factores tales como:
Ascensión de agua proveniente del manto Ascensión de material fundido y diapiros sólidos Acumulación gradual del calor radiactivo Subsidencia del material cortical a niveles propios del manto durante la subducción
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Son suficientes a menudo para provocar una fusión parcial de los materiales que componen la corteza inferior, por lo general gneises cuarzo-feldespáticos.
La composición de los fluidos obtenidos es función de: Naturaleza de la roca original Profundidad, temperatura, tipo y cantidad de los fluidos que intervienen
Los primeros líquidos obtenidos a las temperaturas más bajas son de naturaleza granítica a to-nalítica, pero a mayores temperaturas y con mayor grado de fusión parcial se vuelven más má-ficos.
Los estudios de elementos traza e isotópicos señalan que en los fluidos están presentes ele-mentos que provienen tanto del manto como de la corteza.
El ascenso de los fluidos silícicos puede estar acompañado de:
Emplazamiento violento Asimilación Diapirismo Fusión zonal (fusión de las rocas que se hallan encima de la cámara magmática, mien-
tras que las partes inferiores de ésta cristalizan de manera simultánea).
Todo ello podría dar lugar a un cambio importante en la composición del líquido original du-rante su ascenso.
Las condiciones de P, T en las cuales puede tener lugar la anatexis de la corteza se pueden reprodu-cir con relativa facilidad en el laboratorio, como lo demostraron Winkler y von Platten (1958) al fun-dir rocas de diferentes tipos en presencia de agua que generaron fluidos graníticos.
Sin embargo, estos experimentos fueron incapaces de explicar la formación de miembros más básicos, como las dioritas y gabros.
Numerosos estudios de campo sobre las intrusiones de composición intermedia señalan un origen por invasión de líquidos graníticos a rocas máficas preexistentes.
Los experimentos de Piwinskii y Wyllie (1968, 1970) indican que durante las etapas de mayor intensidad del metamorfismo regional se producen abundantes líquidos graníticos, los que al ascender a la corteza superior pueden encontrar rocas más máficas. Debido a la insolubilidad de los minerales máficos en los líquidos félsicos, se producen reacciones complejas entre am-
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bos que conducen a diversos grados de mezcla de dichos elementos.
14.11 Tipos de granitos y parámetros geoquímicos
Chappell y White (1974,1977) utilizaron un amplio espectro de parámetros geoquímicos pàra definir ciertos tipos de granitos:
Tipo I (ígneo) que corresponde a la tonalita de biotita y hornblenda Tipo S (sedimentario) que comprende al granito de biotita y moscovita
Aquellos parámetros que dichos autores consideraron de mayor utilidad para distinguir ambos tipos son:
Variación total en SiO2
Empobrecimiento en Na y Ca, revelado por las relaciones K/(Na+K) y Al /(Na+K+Ca)/2
Estado de oxidación, expresado por Fe3+ /(Fe2++ Fe3+)
Este último parece ser el menos consistente porque fO2 no es sólo función del estado original de oxidación de las rocas, sino también de los cambios posteriores que acaecen inevitablemen-te durante la evolución magmática subsecuente.
Una división alterna de los granitoides, debida a Ishihara (1977) y Takahashi et al.(1980) en ti-pos con magnetita o ilmenita es, quizá, una consecuencia de diversidades en el grado de oxida-ción, y no es del todo equivalente con el grado de diferenciación sedimentaria de Chappell y White.
Las diferencias en origen pueden detectarse utilizando la variable concentración de la tierras raras, por ejemplo el Nd, o las relaciones isotópicas,en especial 87Sr/ 86Sr inicial, que son ma-yores de 0.706 en rocas provenientes o contaminadas por una fuente sedimentaria, y menores de ese valor en las que tienen un claro origen ígneo, si bien hay ciertas excepciones.
Más tarde White (1979) agregó otros dos tipos: el tipo A ( alcalino) para los granitos alcalinos anorogénicos, y el tipo M ( mantélico) para los plagiogranitos más calcialcalinos de los arcos insulares.
14.12 Tipos de granitos y ambientes tectónicos
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Pitcher (1983) señala que los diversos tipos de granitos corresponden a diferentes ambientes tectónicos de generación:
El tipo M puede derivar de un magma proveniente directamente del manto o de la corteza océanica subducente bajo los arcos volcánicos.
El tipo I es probable que se deba a un proceso de dos etapas que sufrió un material que prime-ro subdujo la corteza continental en una margen convergente y luego volvió a ser fundido. Se distinguen dos subtipos:
El I Cordillerano, caracterizado por la asociación gabro-diorita-tonalita de las márgenes continentales activas.
El I Caledoniano, que representa a los granitos y granodioritas de los regímenes posto-rogénicos, o sea los levantamientos que acaecen después que ha tenido lugar la fase pa-roxística de una orogenia.
En amplio contraste están los granitos tipo S, que incorporan la asociación de granitos peralu-minosos de las fajas plegadas por colisión continental y encratónicos, donde la corteza ha su-frido un engrosamiento importante, lo suficiente para que su porción inferior se vuelva a fun-dir debido a la elevación de la temperatura.
El tipo A incluye los granitos alcalinos provenientes de un magmatismo asociado a rifts de los cratones y que también representan el evento plutónico final de las fajas orogénicas; se consi-dera que derivan de un material empobrecido de la corteza inferior que se halla inmediatamen-te encima de los diapiros que se generan en el manto.
Esta relación estrecha entre el tipo de granito y el ambiente tectónico se debe a que dicha roca, en su sentido más amplio, es una etapa final de varios procesos genéticos, que implican dife -rentes rocas originales y diferentes contextos geológicos.
Las características de los diversos tipos de granitos mencionados y los ambientes tectónicos en que se desarrollan se resumen en la tabla 14.1, según Pitcher (op.cit.).
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TABLA 14.1. TIPOS DE GRANITOS, SUS CARACTERÍSTICAS Y AMBIENTES GEOLÓGICOS
CARACTERÍSTICA TIPO MTIPO I
(CORDILLERANO)
TIPO I
(CALEDONIANO)TIPO S TIPO A
ComposiciónPlaglogranito su-
bordinado al gabro
Tonalita dominante pero exten-so espectro composicional -diorita a monzogranito con am-plio rango de Si02. Mayor aso-ciación con gabro.
Granodiorita-granito en asociación contrastante con cuerpos menores de diorita de homblenda y gabro.
Granitos con rango alto pero limitado de SiO2. Monzogranitos predomi-nantemente leucocráticos pero los granitoides con alto contenido de biotifa son localmente importantes.
Granitos de biotita en series que evolucionan a granitos y sienitas alcalinos.Relaciones ácido-básico alta-mente contrastantes.
Minerales accesorios
Hornblenda y biotita; piroxeno.
Hornblenda y biotita; magne-tita, esfena.
Predominio de biotita; li-menita y magnetita.
Muscovita y biotita roja; ilmenita, monazita, granate, cordierita.
Biotita verde. Anfiboles y piroxe-nos alcalinos y astrofilita.
Tipo feldespatopotásico
Feldespato potá-sico micrográfico Intersticial
Feldespato potásico intersti-cial y xenomórfico.
Feldespato potásico gene-ralmente intersticial e in-vasor. A menudo rico en cuarzo.
Feldespato potásico a menudo co-mo megacristales con historia pro-longada. Variantes autometasomá-ticas.
Pertitas
Xenolitos Xenolitos ígneos básicos
Xenolitos dioríticos; pueden re-presentar material restitico.
Mezcla de xenolíticos di-versos.
Xenolitos predominantemente me-tasedimentarios.
Xenolitos consanguíneos y tam-bién burbujas de magma.
Relaciones iniciales 87Sr/85Sr
0.704 0.7060.705 87Sr/86Sr
0.709 0.708
Intervalos considerables 0.703 - 0.712
RelacionesAl/(Na+K+Ca/2)
1.1 (a menudo 1) Aprox. = 1 1.05Peralcalino, relativamente ri-
co en F.
Tipo de plutones
Plutones com-puestos pequeños de cuarzodiorita-gabro.
Batolitos grandes múltiples y lineares con conjuntos orde-nados de cauldrons compues-tos.
Complejos aislados y dis-persos de plutones múlti-ples y mantos.
Batolitos múltiples, plutones y mantos menos voluminosos y más comunmente diapiricos que los ti-pos I.
Complejos de cauldrons múl-tiples, centrados relativamen-te de pequeño volumen.
Vulcanismo asociado
Vulcanismo aso-ciado a arcos in-sulares.
Asociado con grandes volú-menes de andesitas y dacitas.
Algunas veces asociado a lavas basáltico-andesiticas de las mesetas.
Pueden estar asociados a lavas que contienen cordiarita pero con au-sencia característica de equivalen-tes volcánicos voluminosos.
Asociado a calderas centradas y lavas alcalinas.
Tipo de plutonismo
Plutonismo sos-tenido y corto.
Episodios plutónicos de muy larga duración.
Plutonismo esencialmente corto; postcinématico.
Plutonismo de duración moderada; sin y postcinématico.
Plutonismo de corta duración.
Ambiente tectónico
Arcos insulares oceánicos.
Arco marginal continental de tipo andino
Levantamiento tipo cale-doniano posterior al cierre del océano.
Tipo de colisión continental Herci-riano. También fajas de cizalla en-cratónicas dúctiles.
Situaciones post-orogénicas o anorogénicas.
Estructuras predominantes
Plegamiento abier-to; metamofrismo de sepultamiento.
Movimientos verticales, poco acortamiento lateral; meta-morfismo de sepultamiento.
Fallamiento transcurrente y normal; metamorfismo retrografo.
Metamorfismo de baja presión en capas de lutitas; mucho acortamiento; parte de una serie de granitos.
Ritfs. Arqueamiento y rompi-miento.
Mineralización principal
Mineralización de perfidoa cupríferos y auriferos.
Mineralización de portidos de Cu, Mo.
Raramente con minerali-zación importante.
Tipo de mineralización de Sn y W en vetas y grelsen.
Columbia, casiterita y fluorita.
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