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16.09 : Diopside - Géosciences

16.09 : Diopside - Géosciences


Diopside
Composition chimiqueCaMg(SiO3)2

Sillcate de calcium et magnésium

Système de cristalMonoclinique
HabitudeGalets prismatiques et usés par l'eau
ClivageDistinct
Fractureconchoïdale
Dureté5
Nature optiqueBiaxial +
Indice de réfraction1.67-1.70
Biréfringence0.025
DispersionFaible, 0,013
Densité spécifique3.3
LustreVitreux
PléochroïsmeFaible à modéré

Le diopside est un silicate de calcium et de magnésium qui cristallise à partir de magmas. C'est généralement un composant assez inintéressant des roches ignées, mais il existe quelques variétés qui ont une valeur gemmologique. La première est une variété chatoyante (effet œil de chat). On a parfois trouvé des pierres chatoyantes dans deux directions formant une étoile à quatre branches. Les civilisations anciennes croyaient que les pierres des étoiles abritaient des esprits vivants qui vous regardaient à travers ces étoiles. L'une des variétés les plus populaires de diopside est constituée de pierres au chrome qui sont d'un vert éclatant et transparent. On les trouve en Russie et en Afrique de l'Est. Il existe une autre variété, appelée violane, qui est le violet bleuté, utilisée pour les travaux de perles et d'incrustations.

Le diopside forme une série isomorphe avec l'hédenbergite ( CaFe(SiO3)2 ) et le fer qui provient de l'hédenbergite est la principale cause de la couleur du diopside.


Logiciel

L'UNAVCO promeut la recherche et l'apprentissage en géodésie en fournissant une variété de logiciels, y compris des applications Web et des utilitaires de bureau pour les scientifiques, les instructeurs, les étudiants et autres. Données Web outils de visualisation et de cartographie fournir aux utilisateurs la possibilité de visualiser les données post-traitées tout en utilisant le Web utilitaires géodésiques fournir des informations annexes. Les utilitaires logiciels autonomes téléchargeables incluent des applications pour effectuer des calculs sur des données brutes, par exemple, pré-traitement et post-traitement des données, et gestion de données tâches, et modélisation géodésique. Avoir aider avec des problèmes liés à la section Logiciels de notre site.


Introduction

Les hautes terres de l'Hudson, dans le sud-est de l'État de New York, abritent plusieurs centaines de gisements de fer (Foose et McLelland, 1995, Puffer, 2001) qui ont été largement exploités au cours des XVIIIe et XIXe siècles. Les Highlands sont situés dans le Reading Prong, un massif de socle de Grenville qui forme la colonne vertébrale des Appalaches à New York, New Jersey, Pennsylvanie et Connecticut (Fig. 1). Les Highlands contiennent de nombreux types de gisements de magnétite (par exemple Buddington, 1966, Hotz, 1954, Puffer, 2001, Sims, 1958), reflétant de multiples modes de mise en place (Baker et Buddington, 1970, Collins, 1969, Hagner et Collins, 1955, Puffer et Gorring, 2005). Gundersen (2000), Puffer (2001) et Volkert et al. (2005) ont reconnu des gisements filoniens créés par la remobilisation hydrothermale de la magnétite dans des failles et des fractures, ainsi que des gisements liés au plutonisme. Dans cette étude, deux

Des veines de 3 à 5 km de long formées par des fluides hydrothermaux et contenant des corps massifs de magnétite dans des zones de cisaillement ont été analysées. Les zones de cisaillement et les veines dextre orientées nord-est se sont formées à la fin du cycle orogénique de Grenville (Gates, 1995) et sont exposées dans plusieurs mines de magnétite abandonnées.

L'étendue de la minéralisation, le transport des éléments et les interactions fluide-roche améliorées par la déformation dans les roches de faille et leurs lithologies hôtes ont été analysés pour modéliser leur formation. Les preuves géochimiques et pétrologiques conduisent à une interprétation de la formation et de l'évolution chimique des fluides et des gisements filoniens. La modélisation du transfert de masse est appliquée à la géochimie des parois rocheuses, pour contraindre la chimie des fluides responsables des dépôts dans les zones de cisaillement. Enfin, un modèle de développement des gisements filoniens est proposé.


Titre : Ultrasonic Velocity of Diopside Liquid at High Pressure and Temperature : Contraintes sur la réduction de la vitesse dans le manteau supérieur en raison des fusions partielles

Les vitesses du son du diopside liquide ont été déterminées à des pressions et températures élevées allant jusqu'à 3,8 GPa et 2375 K, en utilisant la technique des ultrasons combinée à la diffraction des rayons X synchrotron et à l'imagerie dans un appareil multi-enclumes. Nos résultats montrent que la vitesse du son augmente avec la pression mais est presque indépendante de la température. À l'aide d'une approche Monte Carlo, les vitesses acoustiques mesurées à haute pression combinées à la densité de pression ambiante fournissent des contraintes strictes pour l'équation d'état du diopside liquide, avec un module de volume adiabatique optimal (KS) de 23,8 ± 0,4 GPa et sa dérivée de pression (KS') de 7,5 ± 0,5. La température adiabatique calculée et le profil de densité du diopside liquide suggèrent qu'une couche fondue avec une composition de diopside dans le manteau supérieur serait gravitationnellement instable et commencerait à cristalliser à partir du bas de la couche pendant le refroidissement. En comparant nos résultats avec des mesures acoustiques précédentes sur des verres de silicate, nous démontrons les différences importantes dans les vitesses du son entre les liquides de silicate et les verres et concluons que les verres de silicate peuvent ne pas fonctionner comme un bon matériau analogique pour étudier les propriétés acoustiques des liquides de silicate, car les mesures sur les verres non détendus ne capturent pas la contribution entropique aux propriétés de compression des liquides. Ici, nous avons modélisé les réductions de vitesse plus » dues aux fontes partielles dans le manteau supérieur en utilisant nos résultats et avons constaté que pour une réduction de vitesse donnée, plus la région de faible vitesse est profonde, plus la fraction de fonte est nécessaire. L'utilisation de données de verre de silicate pour une telle estimation entraînerait une sous-estimation significative des fractions fondues à haute pression. « moins


Abstrait

Les magmas alcalins jouent un rôle clé dans la compréhension de l'interaction croûte-manteau et du recyclage profond du carbone. Ici, la pétrographie et les analyses minérales in situ des roches alcalines évoluées du craton de Chine du Nord sont rapportées pour déchiffrer le métasomatisme du manteau par les sédiments carbonatés recyclés via la reconstruction de la composition du magma primaire. Les roches alcalines sont des syénites à néphéline pour lesquelles de nouveaux âges cohérents de zircon et de titanite UPb de

235 Ma sont présentés. Les roches sont très évoluées (SiO2 = 58,1–60,0% en poids) avec des anomalies négatives pour le Sr, le Ba, le Ti, le P et l'Eu, et un appauvrissement relatif en MREE, indiquant une cristallisation fractionnée du feldspath, de l'apatite, de la titanite et de l'amphibole. La variation core-rim de 87 Sr/ 86 Sr (0,7052–0,7092) du clinopyroxène et du feldspath cristallisés tardifs à faible teneur en Mg# est attribuée à l'assimilation crustale.

L'origine du magma alcalin primaire est enregistrée dans des clinopyroxènes précoces à haute teneur en Mg# (70–84) avec de faibles anomalies en Eu (Eu/Eu* = 0,94–1,29), suggérant qu'ils se sont cristallisés à partir d'un magma dérivé du manteau peu différencié (Mg# > 60). Leurs ratios variables 87 Sr/ 86 Sr (0,7031-0,7060) sont positivement corrélés avec Sr/Y et (La/Yb)N et négativement avec les rapports Ti/Eu, mais ne sont pas corrélés avec Mg# ou Eu/Eu*. De plus, les modèles de fusion des terres rares équilibrées avec du clinopyroxène à haute teneur en 87 Sr/86 Sr sont similaires à ceux des roches alcalines contemporaines des régions adjacentes. Ces caractéristiques indiquent que le magma alcalin primaire a été dérivé du mélange de manteau appauvri et de manteau enrichi métasomatisé par des fontes de carbonatite provenant de matériaux crustaux subductés. Faible zirconHfLes valeurs de (t) (-1,4 à -2,8) impliquent que le matériau crustal subducté était des sédiments carbonatés. Calcite et CO2 des inclusions se produisent dans l'olivine à cristallisation précoce, le clinopyroxène et le zircon, et l'amphibole et la fluorapatite révèlent toutes deux une substance volatile riche (H2O, F et CO2) magma alcalin issu du manteau enrichi par métasomatisme carbonaté. Les archives minérales des roches alcalines enregistrent non seulement le métasomatisme du manteau par les sédiments carbonatés recyclés, mais aussi la cristallisation fractionnée et l'assimilation au cours de l'évolution du magma.


16.09 : Diopside - Géosciences

Ce qui suit est une version mise à jour et augmentée d'un article de synthèse relativement récent sur les skarns (Meinert (1992)) et contient de nombreux liens vers des liens WWW, des photographies et des exemples de gisements de skarns individuels qui ne figurent pas dans la version publiée.

Cela a été traduit ainsi par Torbjorn Bergman de l'Université de Stockholm (1992, communication écrite), "En tant que couches subordonnées dans les roches volcaniques felsiques pauvres en feldspath, il apparaît des roches sombres particulières qui sont également la roche hôte du minerai. Ces roches sont dans le La région de Persberg était désignée par « skarn », un mot qui peut probablement être utilisé comme terme collectif pour toutes ces roches étranges présentes à côté des minerais. » Tornebohm poursuit en décrivant le « brunskarn » riche en grenat (skarn brun) et le « gronskarn » riche en pyroxène (skarn vert).

Pour d'autres publications antérieures à 1970 concernant les gisements de skarn, Burt (1982) fournit une bibliographie historique annotée très utile. Einaudi et al. (1981), un document de synthèse assez exhaustif sur les gisements de skarn, est une bonne source d'autres références et définitions, dont certaines sont résumées ci-dessous. Une autre source d'informations historiques est le guide de voyage sur le terrain récemment publié dans la région classique du Banat en Roumanie. Des références supplémentaires sur les gisements de skarn sont disponibles ici.

Les skarns peuvent être subdivisés selon plusieurs critères. Exoskarn et endoskarn sont des termes couramment utilisés pour indiquer un protolithe sédimentaire ou igné, respectivement. Le skarn magnésien et calcique peut être utilisé pour décrire la composition dominante du protolithe et des minéraux du skarn qui en résultent. De tels termes peuvent être combinés, comme dans le cas d'un exoskarn magnésien qui contient un skarn forstérite-diopside formé à partir de dolomie.

Le hornfels calco-silicaté est un terme descriptif souvent utilisé pour les roches calco-silicatées à grains relativement fins qui résultent du métamorphisme d'unités carbonatées impures telles que le calcaire limoneux ou le schiste calcaire. Les skarns de réaction peuvent se former à partir du métamorphisme isochimique d'unités de schiste et de carbonate finement intercalées où le transfert métasomatique de composants entre des lithologies adjacentes peut se produire à petite échelle (peut-être des centimètres) (par exemple, Vidale, 1969 Zarayskiy et al., 1987). Skarnoid est un terme descriptif pour les roches calco-silicatées qui sont à grains relativement fins, pauvres en fer, et qui reflètent, au moins en partie, le contrôle de la composition du protolithe (Korzkinskii, 1948 Zharikov, 1970). Génétiquement, le skarnoïde est intermédiaire entre un hornfels purement métamorphique et un skarn à grain grossier purement métasomatique.

Pour tous les termes précédents, la composition et la texture du protolithe tendent à contrôler la composition et la texture du skarn résultant. En revanche, la plupart des gisements de skarn économiquement importants résultent d'un transfert métasomatique à grande échelle, où la composition des fluides contrôle le skarn et la minéralogie du minerai qui en résultent. C'est l'image mentale que la plupart des gens partagent d'un dépôt de skarn "classique". Ironiquement, dans la localité de skarn "classique" décrite par Tornebohm à Persberg, le skarn s'est développé au cours du métamorphisme régional d'une formation ferrifère protérozoïque principalement calcaire. Cela renforce l'importance de la mise en garde d'Einaudi et al. (1981) selon laquelle les mots « skarn » et « gisements de skarn » doivent être utilisés strictement dans un sens descriptif, basé sur une minéralogie documentée, et libre d'interprétations génétiques.

Tous les skarns n'ont pas de minéralisation économique. Les skarns contenant du minerai sont appelés gisements de skarn. Dans la plupart des grands gisements de skarn, le skarn et les minerais proviennent du même système hydrothermal, même s'il peut y avoir des différences significatives dans la distribution spatio-temporelle de ces minéraux à l'échelle locale. Bien que rare, il est également possible de former un skarn par métamorphisme de gisements de minerai préexistants comme cela a été suggéré pour Aguilar, Argentine (Gemmell et al., 1992), Franklin Furnace, USA (Johnson et al., 1990), et Broken Hill, Australie (Hodgson, 1975).

Bien que de nombreux minéraux du skarn soient des minéraux typiques de la formation des roches, certains sont moins abondants et la plupart ont des variations de composition qui peuvent fournir des informations importantes sur l'environnement de formation (par exemple, pyroxène - Takano, 1998 scapolite - Pan, 1998). Le tableau 1 répertorie de nombreux minéraux communs de skarn et la composition de leurs membres finaux. Certains minéraux, comme le quartz et la calcite, sont présents dans presque tous les skarns. D'autres minéraux, tels que l'humite, la périclase, la phlogopite, le talc, la serpentine et la brucite sont typiques des skarns magnésiens mais sont absents de la plupart des autres types de skarn. De plus, il existe de nombreux minéraux contenant de l'étain, du bore, du béryllium et du fluor qui ont des paragénèses très restreintes, mais localement importantes.

L'avènement des techniques analytiques modernes, en particulier la microsonde électronique, permet de déterminer relativement facilement des compositions minérales précises et, par conséquent, d'utiliser des noms minéralogiques précis. Cependant, les noms minéralogiques doivent être utilisés correctement afin de ne pas impliquer plus que ce que l'on sait sur la composition minérale. Par exemple, la séquence pyroxène, clinopyroxène, clinopyroxène calcique, pyroxène diopsidique et diopside sont des termes de plus en plus spécifiques. Malheureusement, il est trop courant dans la littérature géologique d'utiliser des termes spécifiques pour les membres finaux, tels que diopside, lorsque tout ce que l'on sait sur le minéral en question est qu'il pourrait s'agir de pyroxène.

Zharikov (1970) a peut-être été le premier à décrire les variations systématiques de la minéralogie du skarn parmi les principales classes de skarn. Il a utilisé des équilibres de phases, des compatibilités minérales et des variations de composition dans des séries de solutions solides pour décrire et prédire des assemblages minéraux caractéristiques pour différents types de skarn. Ses observations ont été étendues par Burt (1972) et Einaudi et al. (1981) pour inclure une grande variété de types de gisements et les variations minéralogiques entre les types. Les minéraux les plus utiles à la fois pour la classification et l'exploration sont ceux, tels que le grenat, le pyroxène et l'amphibole, qui sont présents dans tous les types de skarn et qui présentent une variabilité de composition marquée. Par exemple, le pyroxène manganifère, la johannsénite, se trouve presque exclusivement dans les skarns de zinc. Sa présence, sans autre information à l'appui, est définitive de ce type de skarn.

Lorsque des informations sur la composition sont disponibles, il est possible de désigner la composition d'un minéral en termes de pourcentage molaire des membres finaux. Par exemple, un pyroxène qui contient 70 % en mole d'hédenbergite, 28 % en mole de diopside et 2 % en mole de johannsenite pourrait être appelé Hd70Di28Jo2. Dans de nombreux systèmes de skarn, la variation de la teneur en fer est le paramètre le plus important et ainsi, de nombreux minéraux sont décrits simplement par leur extrémité en fer, par ex. HD10 ou Ad90. De grandes quantités d'informations sur la composition peuvent être résumées graphiquement. Les tracés triangulaires sont couramment utilisés pour exprimer les variations de minéraux de composition complexe tels que le grenat et le pyroxène.

Les amphiboles sont plus difficiles à représenter graphiquement car ils présentent des variations structurelles ainsi que des variations de composition. Les principales différences entre les amphiboles des différents types de skarn sont les variations de la quantité de Fe, Mg, Mn, Ca, Al, Na et K. Les amphiboles des skarns Au, W et Sn sont de plus en plus alumineuses (actinote-hastingsite-hornblende) , les amphiboles des skarns Cu, Mo et Fe sont progressivement plus riches en fer dans la série trémolite-actinolite, et les amphiboles des skarns zinc sont à la fois riches en Mn et déficientes en Ca, allant de l'actinote à la dannemorite. Pour un gisement de skarn ou un groupe de skarns spécifique, les variations de composition dans des phases minérales moins courantes, telles que l'idocrase, la bustamite ou l'olivine, peuvent donner un aperçu des modèles de zonation ou de la pétrogenèse régionale (par exemple, Giere, 1986 Agrell et Charnely, 1987 Silva et Siriwardena, 1988 Benkerrou et Fonteilles, 1989).

Par exemple, la circulation de divers fluides à travers une fracture dans un protolithe carbonaté relativement simple peut entraîner plusieurs réactions différentes. Ainsi, les gradients thermiques abrupts communs dans la plupart des environnements plutoniques, entraînent des auréoles métamorphiques complexes complètes avec un transfert métasomatique à petite échelle, comme en témoignent les skarns de réaction et les skarnoïdes.

Des fluides métasomatiques plus complexes, avec l'ajout possible de composants magmatiques tels que Fe, Si, Cu, etc. , produisent un continuum entre les processus purement métamorphiques et purement métasomatiques. Ce métamorphisme précoce et le métasomatisme continu à des températures relativement élevées (Wallmach et Hatton, 1989, décrivent des températures > 1200C) sont suivis d'une altération rétrograde à mesure que les températures baissent. Un lien entre l'espace et le temps est un thème commun dans les gisements de minerai et nécessite une interprétation prudente des caractéristiques qui peuvent sembler se produire uniquement à un endroit particulier (par exemple, Barton et al., 1991).

L'un des contrôles les plus fondamentaux de la taille, de la géométrie et du style d'altération du skarn est la profondeur de formation. Les études géobarométriques quantitatives utilisent généralement des équilibres minéraux (Anovitz et Essene, 1990), des inclusions fluides (Guy et al., 1989) ou une combinaison de ces méthodes (Hames et al., 1989) pour estimer la profondeur du métamorphisme. Les méthodes qualitatives comprennent des reconstructions stratigraphiques ou autres reconstructions géologiques et l'interprétation des textures ignées. Des observations simples des marges refroidies, de la taille des grains de la masse de porphyre, de la morphologie du pluton et de la présence de bréchification et de fracture fragile permettent de faire des distinctions sur le terrain entre des environnements relativement peu profonds et profonds.

L'effet de la profondeur sur le métamorphisme est largement fonction de la température ambiante de la paroi rocheuse avant, pendant et après l'intrusion. En supposant un gradient géothermique moyen pour une zone orogénique d'environ 35 °C par kilomètre (Blackwell et al., 1990), la température ambiante de la paroi rocheuse avant l'intrusion à 2 km serait de 70 °C, alors qu'à 12 km elle serait de 420 °C. Ainsi, avec le flux de chaleur supplémentaire fourni par l'activité ignée locale, le volume de roche affecté par des températures comprises entre 400 et 700 °C serait considérablement plus grand et aurait une durée de vie plus longue autour d'un skarn plus profond qu'un skarn moins profond. De plus, des températures ambiantes plus élevées pourraient affecter l'histoire de la cristallisation d'un pluton ainsi que minimiser la quantité d'altération rétrograde des minéraux de skarn.

À une profondeur de 12 km avec des températures ambiantes d'environ 400 °C, le skarn peut ne pas se refroidir en dessous de la stabilité du grenat et du pyroxène sans soulèvement ultérieur ou autres changements tectoniques. La plus grande étendue et l'intensité du métamorphisme en profondeur peuvent affecter la perméabilité des roches hôtes et réduire la quantité de carbonate disponible pour la réaction avec les fluides métasomatiques. Un cas extrême est décrit par Dick et Hodgson (1982) à Cantung, Canada, où le « calcaire à fromage suisse » a été presque entièrement converti en cornéens calco-silicatés hétérogènes pendant le métamorphisme avant la formation du skarn. Le skarn formé à partir des quelques parcelles de calcaire restantes contient certaines des teneurs connues de minerai de skarn de tungstène les plus élevées au monde (Mathiason et Clark, 1982).

La profondeur de la formation du skarn affectera également les propriétés mécaniques des roches hôtes. Dans un environnement de skarn profond, les roches auront tendance à se déformer de manière ductile plutôt qu'à se fracturer. Les contacts intrusifs avec les roches sédimentaires en profondeur ont tendance à être sous-parallèles à la stratification, soit le pluton pénètre le long des plans de stratification, soit les roches sédimentaires se plient ou s'écoulent jusqu'à ce qu'elles soient alignées avec le contact intrusif. Des exemples de skarns pour lesquels les estimations de profondeur dépassent 5 à 10 km comprennent Pine Creek, Californie (Brown et al., 1985) et Osgood Mountains, Nevada (Taylor, 1976).Dans des gisements comme ceux-ci, où les contacts intrusifs sont subparallèles aux plans de stratification, le skarn est généralement confiné à une zone étroite, mais verticalement étendue. À Pine Creek, le skarn mesure généralement moins de 10 m de large, mais dépasse localement un kilomètre de longueur et d'étendue verticale (Newberry, 1982).

Ainsi, le skarn formé à de plus grandes profondeurs peut être vu comme une croûte étroite de petite taille par rapport au pluton associé et à son auréole métamorphique. En revanche, les roches hôtes à faible profondeur auront tendance à se déformer par fracturation et failles plutôt que par plissement. Dans la plupart des 13 gisements de skarn relativement peu profonds examinés par Einaudi (1982a), les contacts intrusifs sont fortement discordants avec la stratification et le skarn coupe la stratification et remplace massivement les strates favorables, égalant ou dépassant la taille (exposée) du pluton associé. La forte hydrofracturation associée aux intrusions à faible profondeur augmente considérablement la perméabilité des roches hôtes, non seulement pour les fluides métasomatiques ignés, mais aussi pour les fluides météoriques ultérieurs, peut-être plus froids (Shelton, 1983). L'afflux d'eau météorique et la destruction consécutive des minéraux du skarn lors de l'altération rétrograde est l'une des caractéristiques distinctives de la formation du skarn dans un environnement peu profond.

Les skarns les moins profonds (et les plus jeunes) connus se forment actuellement dans les systèmes géothermiques actifs (McDowell et Elders, 1980 Cavarretta et al., 1982 Cavarretta et Puxeddu, 1990) et les sources chaudes sur le fond marin (Zierenberg et Shanks, 1983). Ces skarns représentent l'expression distale de l'activité magmatique et les roches ignées exposées (dans les carottes de forage) sont principalement des dykes et des seuils minces avec des marges refroidies et une masse de fond à grain très fin à aphanitique.

Le degré auquel un stade d'altération particulier est développé dans un skarn spécifique dépendra de l'environnement géologique local de formation. Par exemple, le métamorphisme sera probablement plus étendu et de plus haut degré autour d'un skarn formé à des profondeurs crustales relativement grandes que celui formé dans des conditions moins profondes. À l'inverse, l'altération rétrograde lors du refroidissement et l'interaction possible avec l'eau météorique seront plus intenses dans un skarn formé à des profondeurs relativement faibles de la croûte terrestre que dans un skarn formé à des profondeurs plus importantes. Dans les skarns plus profonds, les roches carbonatées peuvent se déformer de manière ductile plutôt que par fracture fragile, avec une stratification parallèle au contact intrusif dans les systèmes moins profonds, l'inverse peut être vrai. Ces différences de style structurel affecteront à leur tour la taille et la morphologie du skarn. Ainsi, la composition de la roche hôte, la profondeur de formation et le cadre structurel provoqueront tous des variations par rapport au modèle de skarn "classique" idéalisé.

Les regroupements de gisements de skarn peuvent être basés sur des caractéristiques descriptives telles que la composition des protolithes, le type de roche et le ou les métaux économiques dominants, ainsi que sur des caractéristiques génétiques telles que le mécanisme de mouvement des fluides, la température de formation et l'étendue de l'implication magmatique. La tendance générale des auteurs modernes est d'adopter une classification descriptive des skarns basée sur les métaux économiques dominants, puis de modifier les catégories individuelles en fonction des variations compositionnelles, tectoniques ou génétiques. Ceci est similaire à la classification des gisements de porphyre en gisements de type porphyre cuivre, porphyre molybdène et porphyre étain qui partagent de nombreuses altérations et caractéristiques géochimiques mais sont néanmoins facilement distinguables. Sept grands types de skarn (Au, Cu, Fe, Mo, Sn, W et Zn-Pb) ont fait l'objet d'études modernes importantes et plusieurs autres (dont F, C, Ba, Pt, U, ETR) sont localement importants. De plus, les skarns peuvent être exploités pour des minéraux industriels tels que le grenat et la wollastonite.

Les skarns de fer calcique dans les arcs insulaires océaniques sont associés à des plutons riches en fer pénétrant dans les roches calcaires et les parois volcaniques. Dans certains gisements, la quantité d'endoskarn peut dépasser l'exoskarn. Les minéraux de skarn se composent principalement de grenat et de pyroxène avec une moindre épidote, ilvaïte et actinolite sont tous riches en fer (Purtov et al., 1989). L'altération des roches ignées est courante avec des veines et des remplacements répandus d'albite, d'orthose et de scapolite, en plus de l'endoskarn.

En revanche, les skarns en fer magnésien sont associés à divers plutons dans une variété de contextes tectoniques. La caractéristique unificatrice est qu'ils se forment tous à partir de roches dolomitiques. Dans les skarns magnésiens, les principaux minéraux du skarn, tels que la forstérite, le diopside, la périclase, le talc et la serpentine, ne contiennent pas beaucoup de fer, le fer disponible en solution a donc tendance à former de la magnétite plutôt que de l'andradite ou de l'hédenbergite 1989).

Une surimpression de skarn calcique sur le skarn magnésien est signalée dans de nombreux gisements russes (Sokolov et Grigorev, 1977 Aksyuk et Zharikov, 1988). En outre, de nombreux autres types de skarn contiennent des poches de magnétite massive qui peuvent être extraites pour le fer à l'échelle locale (par exemple, région de Fierro, Nouveau-Mexique, Hernon et Jones, 1968). La plupart de ces occurrences se forment à partir de strates dolomitiques ou de zones ayant subi un métasomatisme magnésien antérieur (par exemple Imai et Yamazaki, 1967).

Avant la hausse spectaculaire du prix de l'or au début des années 1970, la plupart de l'or produit à partir des gisements de skarn était un sous-produit de l'extraction d'autres métaux, en particulier de Cu. La seule exception notable était la mine Nickel Plate dans le district de Hedley, en Colombie-Britannique, qui avait été exploitée pour l'or à haute teneur dans le skarn depuis le début du siècle (Billingsley & Hume 1941). Ce gisement a été intensivement étudié (Ray et al. 1986b, 1988, 1993, 1995, 1996 Ettlinger 1990 Ettlinger et al. 1992 Ray & Dawson 1987, 1988, 1994) et a servi de facto de modèle d'exploration pour les gisements de skarn aurifère dans combinaison avec le gisement Fortitude relativement similaire au Nevada (Wotruba et al. 1988 Myers & Meinert 1991 Theodore & Hammarstrom 1991 Myers 1994). La reconnaissance ultérieure de gisements similaires de skarn Au comprend : Andorre, Espagne (Romer & Soler 1995) Beal, Montana (Wilkie 1996) Buffalo Valley, Nevada (Seedorf et al. 1991) Crown Jewel, Washington (Hickey 1992) Elkhorn, Montana (Everson & Lire 1992) Junction Reefs, Australie (Gray et al. 1995) Marn, Yukon (Brown & Nesbitt 1985) Redline, Nevada (Theodore & Hammarstrom 1991) Ximena, Equateur (Paladines & Rosero 1996).

De nombreux autres gisements de skarn aurifères ont été découverts au cours des dernières décennies qui diffèrent de manière importante du modèle Hedley-Fortitude. Par exemple, certains sont des skarns magnésiens (Butte Highlands, Montana, Ettlinger et al. 1996 Marvel Loch, Australie, Mueller 1991, Mueller et al. 1991), certains sont à dominance de magnétite (Bermejal, Mexique, de la Garza et al. 1996 Key East, Washington, Lowe 1998), certains sont à dominante grenat et relativement oxydés (Ban Na Lom, Thaïlande, Pisutha-Arnond et al. 1984 McCoy, Nevada, Brooks 1994 Nambija, Equateur, Hammarstrom 1992 Red Dome, Australie, Ewers & Sun 1989 Wabu, Irian Jaya, Allen et al. 1998), et certains se trouvent dans des roches riches en fer dans des terrains métamorphiques régionaux (Lucky Draw, Australie, Sheppard et al. 1995 Lupin, Territoires du Nord-Ouest, Lhotka & Nesbitt 1989 Mallapakonda et Oriental, Inde, Siddaiah & Rajamani 1989 Navachab, Namibie, Noertemann 1997, Moore et Jacob, 1998 Nevoria, Australie, Mueller 1997 Tillicum, Colombie-Britannique, Ray et al. 1986a Peterson 1996). Les revues de skarns aurifères qui contiennent des données de base utiles incluent : Yakrushev (1972), Meinert (1989, 1998), Ray et al. (1990), Théodore et al. (1991) et Ray & Webster (1991, 1995).

Le terme "gold skarn" est utilisé ici dans le sens économique suggéré par Einaudi et al. (1981) et se réfère à des gisements de minerai qui sont exploités uniquement ou principalement pour l'or et qui présentent une altération calco-silicate, généralement dominée par le grenat et le pyroxène, qui est liée à la minéralisation. Cette utilisation exclut les gisements tels que Big Gossan (Meinert et al., 1997) qui contiennent une quantité substantielle d'or (>1 million d'onces et > 1 g/t Au), mais qui sont exploités principalement pour d'autres matières premières telles que le cuivre. Il exclut également des gisements tels que la mine Veselyi dans le district de Siniukhinskoe, CEI où l'or était à haute teneur à partir d'un système de skarn Cu-Au en raison de considérations socio-économiques, mais qui aurait été exploité pour Cu-Au dans la plupart des autres sociétés (Ettlinger & Meinert 1992). Inversement, cette définition inclut des gisements tels que Bermejal (de la Garza et al. 1996) et Key East (Lowe & Larson 1996 Lowe 1998) qui contiennent de grandes quantités d'autres métaux (tels que Fe sous forme de magnétite) qui ne sont pas exploités. .

Les gisements de skarn aurifère à plus haute teneur (5-15 g/t Au) sont relativement réduits, sont exploités uniquement pour leur teneur en or, manquent de concentrations économiques d'autres métaux et ont une association géochimique distinctive Au-Bi-Te-As. La plupart des skarns aurifères à haute teneur sont associés à des plutons de diorite-granodiorite réduits (à ilménite, Fe 2 O 3 /( Fe 2 O 3 +FeO) << 0,75) et à des complexes dyke/sill. Ils se produisent généralement dans des protolithes riches en clastiques plutôt que dans du calcaire pur et l'altération des dykes, des filons-couches et des unités volcanoclastiques est courante. Les skarns à or réduit sont dominés par le pyroxène riche en fer (généralement > Hd 50 ), mais les zones proximales peuvent contenir d'abondants grenats à grandite intermédiaires. Les autres minéraux courants comprennent le feldspath K, la scapolite, la vésuvianite, l'apatite et l'amphibole. Les zones distales/précoces contiennent des hornfels à biotite + feldspath K, qui peuvent s'étendre sur 100 et 146 mètres au-delà du skarn massif. En raison de la nature carbonée et riche en clastiques des roches sédimentaires de ces gisements, la plupart des skarns sont à grains relativement fins.

District de Hedley, Colombie-Britannique

La mine Nickel Plate dans le district de Hedley, en Colombie-Britannique, est le plus grand et le plus riche skarn aurifère au Canada. La production discontinue de 1904 jusqu'à la fermeture de la mine en 1995 était de 13,4 millions de tonnes avec une moyenne de 5,3 g/t Au, 1,3 g/t Ag et 0,02 % Cu (Ray et al. 1996). De ce nombre, plus de 3 millions de tonnes de minerai ont été extraites sous terre à une teneur encore plus élevée, avec une moyenne de 14 g/t Au. Le skarn s'est formé dans des roches à dominante clastique du groupe triasique supérieur de Nicola, qui fait partie du terrane allochtone de Quesnel de la ceinture intermontagnarde. Le skarn est spatialement et génétiquement associé aux intrusions dioritiques de Hedley, qui comprennent le stock de Toronto et une série de dykes et de filons-couches, dont plusieurs présentent une forte altération endoskarn avec une abondance de pyroxène, biotite, grenat, amphibole et K-feldspath. La datation de ces intrusions suggère une tranche d'âge de 194-219 Ma (Ray & Dawson 1994). Le stock de Toronto est une intrusion à ilménite très réduite avec une valeur moyenne de Fe 2 O 3 /( Fe 2 O 3 +FeO) de 0,15, la plus basse de tous les skarns aurifères (Ray et al. 1995) et la plus basse de tous les grands classe skarn (Meinert 1995).

Comme l'ont reconnu pour la première fois Billingsley & Hume (1941), le skarn est zoné à la fois dans l'espace et dans le temps par rapport au stock de Toronto et aux digues et seuils associés. L'altération la plus ancienne et la plus distale est une cornéenne à biotite à grain fin qui affecte à la fois les roches clastiques et certains des premiers filons-couches (Ray et al. 1988). Avec le temps et la proximité du skarn massif, la biotite est présente avec le feldspath K et le pyroxène et présente un grain légèrement plus grossier (Ettlinger 1990). Cela forme une auréole autour du skarn grenat-pyroxène massif qui est zoné de grenat et pyroxène près du stock de Toronto au skarn à dominance pyroxène (grenat:pyroxène <0.1) dans les zones de minerai distales (Ettlinger et al. 1992). Le grenat a une composition intermédiaire en grandeur tandis que le pyroxène est relativement riche en fer. Le grenat le plus riche en fer (Ad 73-82 ) se trouve dans les zones minéralisées distales (Ettlinger et al. 1992), tandis que la composition du pyroxène change systématiquement en s'éloignant du stock de Toronto et des plus gros dykes, devenant plus riches en fer et légèrement plus en manganèse. riche (fig. 6). Les minéraux sulfurés associés au grenat et au skarn pyroxène sont principalement l'arsénopyrite, la loellingite et la pyrrhotite. Les autres sulfures, par ordre décroissant d'abondance, sont la chalcopyrite, la pyrite, la sphalérite, l'hedleyite (Bi 2+X Te 1-X ), le bismuth natif, l'or, la galène et la maldonite (Au 2 Bi) (Ettlinger 1990). Ce dernier groupe de minéraux est principalement associé à une altération à basse température, notamment l'amphibole, la wollastonite ferreuse, la scapolite et la préhnite. La scapolite et certaines amphiboles sont exceptionnellement riches en chlore et cette caractéristique a été suggérée comme guide d'exploration des systèmes riches en or (Pan 1998 Pan et al. 1994).

On estime que le skarn grenat-pyroxène de la mine Nickel Plate s'est formé à une profondeur de 5 km et à une température moyenne de 460 à 480 °C, bien que des inclusions fluides dans certains échantillons de grenat et de pyroxène se soient homogénéisées à des températures supérieures à 600 °C. (Ettlinger 1990). La présence de loellingite en plus de l'arsénopyrite suggère également des températures plus élevées à une fugacité de soufre donnée (Kretschmar & Scott 1976, Heinrich & Eadington 1986). Les salinités des inclusions fluides de grenat et de pyroxène sont en moyenne de 18,3 et 9,7 % en poids. pour cent d'équivalent NaCl, respectivement, avec des minéraux filles éparses d'halite dans le grenat, le pyroxène et le quartz donnant un maximum de 37,9 % en poids. pour cent d'équivalent NaCl. De tels fluides à haute salinité et à haute température seraient capables de transporter une quantité importante d'or sous forme de complexes de chlorure (Gammons et amp Williams-Jones 1995, 1997).

Fortitude Gisement, Battle Mountain District, Nevada

Le gisement Fortitude est situé dans le district de Battle Mountain dans le centre-nord du Nevada et a produit 77 Mt d'or à partir de 10,9 Mt de minerai à une teneur moyenne de 7,1 g/t Au (Doebrich & Theodore 1996). Le district de Battle Mountain contient plusieurs types de skarn différents, allant d'un skarn de cuivre typique à faible teneur en or, appelé West Ore Body, à des skarns riches en or et pauvres en cuivre tels que les gisements Upper et Lower Fortitude. Le corps minéralisé West est adjacent au porphyre de granodiorite de Copper Canyon à 38-38,5 Ma (Theodore et al. 1978, K-Ar sur biotite primaire). Les skarns les plus proches du corps intrusif sont dominés par le grenat avec un peu de pyroxène et sont généralement riches en cuivre avec de faibles concentrations d'or. Le gisement Fortitude, comme la plupart des skarns Au à haute teneur, a une minéralogie de skarn réduite inhabituelle et une signature en éléments traces (Au-Bi-Te-As) qui le distingue de la plupart des autres types de skarn. La minéralogie réduite du skarn reflète la nature réduite de la granodiorite de Copper Canyon [Fe 2 O 3 /( Fe 2 O 3 +FeO) < 0,5] qui est tout à fait distincte des plutons typiques des gisements de cuivre porphyrique oxydé. Les skarns les plus distaux contiennent plus de pyroxène que de grenat et contiennent les plus fortes concentrations d'or du district (Myers 1994). Un vaste halo d'altération biotite + pyroxène diopsidique + feldspath K entoure la zone principale de skarn et s'étend jusqu'à 3 km du stock de Copper Canyon (Theodore & Blake 1975). Des stylolites et d'autres structures d'échappement de fluide sont présentes dans le carbonate au-delà de la limite de formation de silicate de calcium.

Comme une grande partie du centre du Nevada, les relations géologiques détaillées dans le Battle Mountain District sont compliquées par de nombreuses failles de chevauchement (De Witt, Golconda et Roberts Mountain) qui ont juxtaposé une grande variété de types de roches, qui ont toutes été affectées par l'altération hydrothermale ( Blake et al. 1984). Les roches hôtes vont du Cambrien inférieur au Permien et se composent de grès, d'arkose, de schiste, de chert, d'argilite, de roche verte, de calcaire et de quartzite (Blake et al. 1984). La plupart des skarns se trouvent dans la formation Battle basale du Pennsylvanien moyen, dans le calcaire du Pennsylvanien au Permien Antler Peak et dans la Formation Permien Edna Mountain. La principale unité minéralisée est le calcaire Antler Peak qui se compose de calcaire gris foncé bien stratifié et de nodules de chert mineurs (Theodore & Blake 1978).

La minéralogie du skarn a été étudiée pour la plupart des gisements du district de Battle Mountain (Theodore & Hammarstrom 1991 Doebrich et al. 1996). Par exemple, le corps minéralisé ouest se trouve principalement dans le calcaire d'Antler Peak et est un skarn de cuivre typique avec un assemblage de skarn prograde de grenat grandite (Ad39-99) + pyroxène diopsidique (Hd20-50) et un assemblage rétrograde d'actinolite + épidote + K-feldspath (Theodore & Blake 1978). La pyrrhotite, la pyrite, la chalcopyrite et la marcassite sont les principaux minéraux sulfurés. Le gisement Fortitude se trouve également dans la séquence d'Antler Peak, principalement dans le calcaire d'Antler Peak et la formation de Battle, et peut être subdivisé en un corps minéralisé supérieur et inférieur en raison du décalage à travers la faille Virgin. Le corps minéralisé de Fortitude contient un assemblage de skarn prograde de pyroxène hédenbergitique (Hd20-95, Jo<10) + grenat andraditique, avec seulement une altération rétrograde mineure en épidote + actinolite + chlorite. Le pyroxène montre une augmentation générale de la teneur en fer se déplaçant vers le front de marbre (Hd 30 à proximité du stock de Copper Canyon et Hd >90 à la frange distale du skarn). Cette tendance est imitée par un enrichissement en Mn se déplaçant vers le front de marbre, le pyroxène le plus proche de l'intrusion dépassant rarement 3 % de Jo (sauf pour les veinules transversales et les jantes cristallines), alors que le pyroxène près du front de marbre est généralement compris entre 2-8% Jo (Myers 1994).

La distribution de la plupart des métaux est parallèle à la zonation du skarn dans le calcaire d'Antler Peak. Le cuivre est le plus élevé dans le skarn riche en grenat près du contact intrusif, tandis que l'or est concentré dans le skarn à dominante pyroxène, en particulier là où le pyroxène est riche en fer (>Hd 50 ). L'argent a des concentrations élevées à proximité du stock et sur le front distal du skarn, au-delà de la zone aurifère principale de Fortitude (Kotlyar et al. 1998). Le système de skarn contient plusieurs espèces de sulfures, dont la chalcopyrite, la pyrite, la pyrrhotite, l'arsénopyrite, la marcassite, la sphalérite et la galène, qui se présentent à peu près dans l'ordre indiqué de l'intrusion au marbre. L'arsénopyrite est localement massive et le Bi natif est couramment visible dans les spécimens de main. L'or natif se trouve aux joints de grains entre le skarn et les minéraux sulfurés, ce qui indique une relation de réaction possible (Wotruba et al. 1988). En général, l'or est associé au bismuth natif, à l'hedleyite, à la pearcite et à la stannite. Les oligo-éléments sont également zonés dans le système avec des anomalies en Co, Mo, Cr et Ni dans les zones proximales et des anomalies en As, Bi, Cd, Mn, Pb, Zn, Sb et Hg dans les zones distales.

Les travaux sur les inclusions fluides montrent que le skarn s'est formé à des températures relativement élevées (300->550°C) parallèles aux températures d'homogénéisation des inclusions fluides mesurées dans l'apophyse adjacente du dyke Virgin de la granodiorite de Copper Canyon (Myers 1994). La distribution des températures d'inclusion de fluide mesurées est parallèle à la zonation du skarn. Le grenat le plus proche du stock principal (trou de forage #500) varie de 360 ​​à 590 & 176C. Le grenat et le pyroxène plus distaux (trous de forage 2723 et 1997) vont de 380-440°C et 320-430°C, respectivement et le pyroxène le plus distal (et riche en fer) (trou de forage 1994) va de 350-400°C (Myers 1994). De plus, des conditions de salinité élevée ont été documentées, avec plusieurs minéraux filles dans des inclusions fluides identifiées par analyse SEM et STEM. Des mesures limitées d'inclusion de fluide indiquent que le skarn de pyroxène avait des salinités de 25 à 44 % en poids. pour cent d'équivalent NaCl.Sur la base de preuves limitées pour l'ébullition, Myers (1994) a estimé une pression de formation de 0,4 kb (40 MPa) pour le système Fortitude, en accord étroit avec l'estimation stratigraphique de 1,5 km et une pression de 375 bars (37,5 MPa) par Theodore & Blake (1975). Comme à Hedley, la présence de fluides à haute salinité et à haute température à Fortitude suggère le transport de l'or par des complexes de chlorure.

Une zonation similaire se produit dans les valeurs d 18 O et d 13 C qui indiquent une réaction progressive d'un fluide magmatique avec des roches carbonatées isotopiquement lourdes, comme résumé par Zimmerman et al. (1992) et Myers (1994). Les grenats skarn s'enrichissent progressivement en d 18 O vers l'extérieur du stock de Copper Canyon avec des valeurs de grenat d 18 O de 6,9 ​​par mil dans le skarn proximal et des valeurs aussi élevées que 8,2 par mil dans le skarn distal. Le pyroxène ( d 18 O = 8,6 à 10,3 par mil), l'amphibole ( d 18 O = 8,6 à 9,2 par mil), et le quartz ( d 18 O = 11,4 à 13,2 par mil) sont moins systématiques, mais dans chaque cas le plus d Les valeurs de 18 O sont les plus distales par rapport au stock de granodiorite. La formation de skarn peut être modélisée comme résultant de la réaction progressive de fluides magmatiques avec des roches carbonatées isotopiquement plus lourdes ( d 18 O = 24,0 par mil). La variation des valeurs de d 13 C dans la calcite peut également s'expliquer par la réaction progressive des fluides magmatiques avec les roches carbonatées. Les valeurs de d 18 O et d 13 C diminuent du calcaire non altéré ( d 18 O = 24,0 par mil, d 13 C = 2,4 par mil) aux blocs de calcaire résiduel dans le skarn ( d 18 O = 15,4 à 19,3, d 13 C = - 4,5 à 1,7 par mil) à la calcite intercalée avec des minéraux de skarn ( d 18 O = 11,8 à 13,1 par mil, d 13 C = -10,3 à -1,7 par mil). L'absence de phases minérales avec des valeurs de d 18 O inférieures aux valeurs magmatiques suggère que les fluides météoriques ( d 18 O <-10‰) n'ont probablement pas joué un rôle significatif dans la formation de ce gisement (Zimmerman et al. 1992). Cette dernière caractéristique est cohérente avec la quantité relativement faible d'altération rétrograde observée dans le skarn de Fortitude (Myers 1994).

La minéralisation de skarn aurifère du gisement Crown Jewel a été découverte en 1988 et les réserves actuelles s'élèvent à 8,7 Mt avec une moyenne de 6,0 g/t Au, pour un total de 52 t Au, bien que le gisement soit encore dans une phase d'autorisation prolongée (Bob Derkey, Département des ressources naturelles de Washington, communication personnelle). Skarn est le plus étroitement associé à la granodiorite du Crétacé (?) Buckhorn Mountain et à une série de dykes de porphyre de granodiorite qui ont été interprétés par Hickey (1990) comme cogénétiques. Le pluton principal de granodiorite est assez réduit et contient de l'ilménite primaire. Il a une phase frontière dioritique qui est plus mafique et moins silicique, mais avec des alcalis similaires par rapport au noyau central. Hickey (1992) a attribué la teneur relativement élevée en alcalis de la phase frontière de la diorite à l'altération. La diorite est recoupée par des veines de grenat avec des enveloppes de pyroxène, bien qu'une altération endoskarn omniprésente ne se produise que dans certains des plus petits dykes et filons-couches.

La stratigraphie et la structure des roches hôtes de Crown Jewel ne sont pas bien comprises en raison des faibles expositions et d'un événement régional de métamorphisme/cisaillement qui précède la formation du skarn (McMillen 1979). Le cisaillement peut être lié au développement des dômes de gneiss dans les hautes terres de l'Okanagan (Orr & Cheney 1987), bien que Hickey (1992) déclare qu'aucun des skarn n'a été affecté par le cisaillement, par ex. il n'y a pas de contrainte ou de déformation des minéraux de skarn. Les roches du district qui ont été affectées par l'altération et la minéralisation peuvent être divisées en groupes distincts, y compris une unité inférieure contenant du siltite calcaire, du grès et du schiste mineur un calcaire qui a été converti en marbre une unité supérieure contenant du schiste, du siltite mineur et du grès et un conglomérat distinctif de galets de chert (Hickey 1990). On pense que ces unités sont en corrélation avec la formation anarchiste paléozoïque. La formation Permo-Trias de Kobau recouvre structurellement l'Anarchist, constituée de roches volcaniques andésitiques avec des interlits de schiste et de volcanoclastite.

L'altération distale, en particulier dans les unités argileuses et clastiques, est constituée de cornéennes à biotite et à pyroxène. Plus près des contacts intrusifs ou des voies fluides, ces minéraux deviennent plus grossiers et le pyroxène remplace la biotite. Dans les roches plus calcaires et calcaires, les cornéennes à biotite et à pyroxène précoces/distales sont remplacées par du grenat. Certaines des roches se sont comportées de manière cassante après la formation de pyroxène, de sorte que les veines et les brèches sont cimentées par du grenat brun. Proche des contacts intrusifs, le calcaire est complètement remplacé par du grenat massif et de la magnétite. Cette zonation est reflétée par un enrichissement en fer en pyroxène, le pyroxène le plus distal se rapprochant de l'hédenbergite pure en composition. L'altération rétrograde à Crown Jewel est à grains relativement grossiers et se compose d'épidote, d'amphibole, de zoisite, de calcite et de quartz. Les sulfures sont associés à une altération rétrograde et à de la magnétite massive. La magnétite-pyrrhotite se présente sous forme de veines coupant du grenat près de la granodiorite, ainsi qu'en remplacement massif de marbre. Par endroits, la magnétite est suffisamment abondante pour avoir été exploitée à très petite échelle dans le passé, bien qu'elle n'ait pas d'importance économique à l'heure actuelle.

La pyrrhotite est de loin le minéral sulfuré le plus abondant, reflétant la nature globalement réduite de la minéralogie du protolithe, du pluton et du skarn. Les autres sulfures comprennent la pyrite, la marcassite, la chalcopyrite, la bismuthinite, la cobaltite, l'or natif, le bismuth natif et l'arsénopyrite (Hickey 1990). L'arsénopyrite n'est abondante que dans le conglomérat de galets de chert relativement imperméable et cassant. Comme pour la plupart des skarns aurifères réduits, les minéraux de bismuth sont fortement associés à la minéralisation aurifère. Le joyau de la couronne peut être inhabituel en ce que la bismuthinite à gros grains est facilement visible dans les carottes de forage et est un excellent indicateur de la teneur en or (qui n'est pas visible au niveau de l'échantillon à la main). Cette association bismuth-or est corroborée par des analyses de composites de carottes de forage.

Les fluides associés à la formation de skarn et à la minéralisation à Crown Jewel étaient des saumures salines à haute température. Hickey (1990) rapporte de gros minéraux filles d'halite abondants dans le quartz plutonique, mais n'a pas trouvé de minéraux filles dans les très petites inclusions présentes dans les minéraux de skarn. Les inclusions fluides primaires dans le pyroxène homogénéisé à partir de 365-450°C, tandis que celles dans le grenat, homogénéisées à partir de 300-370°C. Deux déterminations de salinité à partir d'inclusions fluides dans le grenat ont donné des valeurs de 19 et 22 éq. poids % NaCl. Les inclusions fluides dans l'épidote et l'amphibole ont donné des températures d'homogénéisation légèrement inférieures de 255-320°C et 315-350°C, respectivement, pour l'altération rétrograde. Sur la base d'une profondeur supposée de 4 km au moment de l'intrusion et de la formation du skarn, Hickey (1990) a déterminé une température moyenne corrigée de la pression lithostatique pour le skarn à grenat-pyroxène de 465 °C. Les veines de quartz qui recoupent le skarn grenat-pyroxène ont des températures d'homogénéisation similaires avec une gamme de salinité plus large allant de 2 à 24 éq. poids % NaCl.

Le district d'Elkhorn dans le Montana contient une variété de skarns aurifères réduits liés à des stocks de diorite mafique à la marge du Batholite de Boulder. Les gisements de skarn individuels comprennent Carmody, Diamond Hill, Dolcoath, East Butte, Elkhorn, Heagan, Glory Hole et Sourdough. La production historique des skarns dans le district d'Elkhorn était de 2,1 tonnes d'or en tant que sous-produit de l'extraction de métaux communs (Klepper et al. 1971). L'exploration récente par plusieurs sociétés dans le district a défini une ressource combinée d'environ 9 Mt d'une moyenne de 4,8 g/t Au, basée sur le forage de nombreuses zones de skarn discrètes (Everson & Read 1992 et résumés non publiés). Cela représente une ressource combinée de plus de 45 tonnes d'or contenues dans le skarn.

La phase principale du Batholite de Boulder est de la monzonite quartzifère datée de 75,7 à plus de 2,8 Ma (Everson et amp Read 1992). Les stocks satellites d'East Butte, de Black Butte et de Cemetery Ridge sont des diorites sombres, à grain fin à moyen, dont l'âge est similaire à légèrement plus ancien que le Batholite de Boulder (Everson & Read 1992). Ces plutons ont pénétré une séquence du Paléozoïque inférieur comprenant les formations de Wolsey, Meagher, Park, Pilgrim, Maywood, Red Lion, Jefferson, Three Forks et Madison. Près des plutons, les roches argileuses des formations Park, Wolsey et Three Forks ont été converties en hornfels à biotite, pyroxène et calc-silicate, semblable à celui décrit dans de nombreux autres skarns aurifères, tandis que les unités carbonatées généralement dolomitiques du Meagher, Pilgrim , Maywood, Red Lion, Jefferson et les formations de Madison ont été recristallisées et localement silicifiées.

Le Skarn associé à la diorite d'East Butte se présente sous forme d'endoskarn dans la diorite et d'exoskarn dans deux unités stratiformes près du contact Wolsey-Meagher, qui s'étend au NNO et plonge de 60-70°E (Everson & Read 1992). Exoskarn se compose de pyroxène vert foncé et de grenat mineur. La pyrite, la pyrrhotite, la magnétite et l'arsénopyrite sont disséminées dans le skarn, à raison de 3 à 5 % en moyenne, et en tant que zones de remplacement massives près du front de marbre. Les phases mineures reconnues pétrographiquement comprennent la marcassite, la maldonite (Au 2 Bi), l'hedleyite (Bi 14 Te 6 ), la hessite (Ag 2 Te), la gersdorfitte (NiAsS) et le bismuth natif (Meinert données inédites). L'altération rétrograde consiste en amphibole, phlogopite, vésuvianite et épidote. Environ la moitié de la minéralisation se présente sous forme d'altération endoskarn de la diorite East Butte (Everson & Read 1992). Endoskarn se compose de pyroxène, de plagioclase calcique (proche de l'anorthite pure), d'amphibole, de titanite et de veines locales de quartz-orthoclase.

Près de la mine historique de Carmody (Klepper et al. 1971), le skarn associé à la diorite d'East Butte se présente sous la forme d'une seule couche stratigraphique dans la Formation de Wolsey. Le skarn est présumé avoir remplacé une couche de carbonate et est entouré de cornéennes à biotite dans les lithologies à l'origine plus argileuses. La minéralisation de Carmody est similaire à la minéralisation d'East Butte décrite précédemment, sauf que la pyrrhotite est plus abondante que la pyrite et que la chalcopyrite et la sphalérite sont présentes en quantités mineures.

Une minéralisation de skarn très différente se trouve dans la zone Sourdough au nord-ouest d'East Butte, près de la mine historique Golden Curry (Roby et al. 1960). Le skarn au levain est spatialement associé à la fois à la monzonite et à la diorite et se présente sous forme d'endoskarn dans la monzonite et en remplacement des roches dolomitiques que l'on pense être la Formation de Pilgrim ou de Jefferson (Everson & Read 1992). L'endoskarn et l'exoskarn sont tous deux à dominante pyroxène avec peu de grenat. De la magnétite massive se trouve sur le front marbré et dans l'exoskarn associé à du pyroxène, de l'olivine, de la ludwigite-vonsénite ((Mg,Fe)BO 5 ) et de la phlogopite. L'altération rétrograde consiste en une abondante serpentine et trémolite.

Bien que la production à grande échelle soit relativement récente, les skarns aurifères de Junction Reefs, en Nouvelle-Galles du Sud, en Australie, sont exploités depuis 1876 avec une production historique de 1,1 tonne d'Au entre 1876 et 1938 (Gray et al. 1995). L'exploitation à ciel ouvert a débuté en 1988 et se poursuit jusqu'à nos jours, avec des réserves totales de skarn et une production de 2,4 Mt avec une teneur moyenne de 3,3 g/t Au, représentant 7,7 tonnes Au.

Le protolithe pour la minéralisation de skarn à Junction Reefs est une séquence de 39 m d'épaisseur de calcaire marin, de siltite et de chert qui se trouve dans la volumineuse (>2500 m) Formation de Coombing de l'Ordovicien précoce, composée de grauwacke volcanique massif, de schiste silteux, de siltite et de tuf arénite (Gray et al. 1995). Comme la plupart des séquences de turbidite dans un arc insulaire, il y a des intercalations de coulées volcaniques et de tufs, mais certains chercheurs considèrent le cadre tectonique global comme l'un des bassins peu profonds recouvrant une mince croûte continentale (Wyborn 1988). Une série de diorites shoshonitiques, de monzodiorites, de monzonites et de monzonites quartzifères est intrusive dans la Formation de Coombing. Dans le district de Junction Reefs, de nombreux stocks, dykes et seuils de monzodiorite interconnectés localement ont été pénétrés entre 430 et 440 Ma (Gray et al. 1995).

La monzodiorite de Junction Reefs est entourée d'un système de skarn zoné qui présente une minéralisation aurifère à teneur en minerai dans les zones externes. Étant donné que la majeure partie de la Formation de Coombing est constituée de roches silicoclastiques relativement peu réactives, la formation de skarn et la minéralisation sont limitées aux fenêtres stratigraphiques/structurelles de roches plus calcaires au sein de l'auréole métamorphique/hydrothermale de la monzodiorite et des dykes et filons-couches associés. Cependant, comme dans de nombreux autres districts de skarn aurifères, les roches silicoclastiques ont été converties en cornéennes à biotite brun pourpre à moins de 200 mètres de la monzodiorite de Junction Reefs (Gray et al. 1995). Plus près de l'intrusion et le long des plans de stratification, des fluides formant de l'amphibole et du pyroxène se sont infiltrés dans la roche, formant un hornfels vert à biotite-amphibole-pyroxène. Cette roche n'est pas visuellement frappante, sauf lorsqu'elle est fendue le long des plans de stratification pour exposer des amas rayonnants de cristaux vert foncé d'amphibole et de pyroxène avec de l'arsénopyrite interstitielle en forme de losange jusqu'à 1 cm de longueur.

Le système de skarn est zoné autour de la monzodiorite de Junction Reefs et trois mines distinctes (Sheahan-Grants, Frenchmans et Cornishmens) se trouvent là où des roches calcaires sont exposées dans les zones de skarn externes. La zone de skarn la plus interne (appelée Zone 1) se compose principalement de grenat vert pâle, de moindre quartz et de < 20% de pyroxène. Le grenat et le pyroxène vont tous deux jusqu'aux membres finaux Fe purs. De la pyrite mineure (< 5%) est disséminée dans le skarn grenat et les teneurs en or sont faibles, en moyenne 0,1-0,2 g/t Au (Gray et al. 1995). Dans la zone 2, le pyroxène est beaucoup plus abondant que le grenat et est légèrement plus riche en fer, en moyenne, que dans la zone 1, allant de la ferrosalite à l'hédenbergite (Hope 1990). Une quantité mineure de chlorite est signalée avec la pyrrhotite et la pyrite (Grant 1988). Dans la zone 3, le skarn prograde pyroxène>>garnet a été fortement surimprimé par des amphiboles approchant le ferrohastingsite en composition. La pyrrhotite est le sulfure dominant et est associée à l'amphibole et, dans une moindre mesure, à la chlorite, la calcite et le quartz. L'or atteint la teneur en minerai (>1,0 g/t Au) localement dans la zone 3. La zone 4 contient la majeure partie de la minéralisation à teneur en minerai. Des textures résiduelles de grenat et de pyroxène sont présentes et de rares petits grains survivent blindés de quartz ou de sulfure, mais la plupart des roches de la zone 4 sont une masse feutrée vert foncé de chlorite, de calcite, de quartz et de sulfures. Le sulfure dominant est la pyrrhotite avec une moindre quantité d'arsénopyrite, de chalcopyrite, de pyrite et de marcassite. Les phases mineures comprennent du bismuth natif, de la maldonite et un minéral sulfuré Au-Bi non identifié. La zone 4 contient en moyenne 10-20% de sulfure et >80% de sulfure massif se produit localement sur le front de marbre. L'or est associé à des sulfures et des concentrations élevées d'arsénopyrite (les analyses des carottes varient de 0,01 à 9,55 % d'As) sont en corrélation avec des teneurs en or très élevées (Gray et al. 1995). Localement, il y a une zone de wollastonite, vésuvianite, quartz et plusmn de grenat grossularitique au front de marbre. Celle-ci a été désignée zone 5, mais n'est pas aussi continue que les quatre autres zones.

Géochimiquement, le skarn des récifs Junction est anormal en Au, As, Bi, Co, Fe, Pb et Zn. Comme pour de nombreux autres skarns aurifères, la corrélation la plus forte (r = 0,83) se situe entre Au et Bi. Au et As ne sont que modérément corrélés (r = 0,58) et la plupart des autres éléments ne présentent pas de corrélation systématique avec Au (Gray et al. 1995). Même dans les zones minéralisées, Ag est très faible, < 3 ppm. Les inclusions fluides n'ont pas été examinées dans les minéraux calco-silicatés des récifs Junction. Cependant, les inclusions fluides dans le quartz et la calcite ont des températures d'homogénéisation allant jusqu'à 345 °C et 325 °C, respectivement, et des minéraux fils de sel ont été observés dans certaines inclusions, indiquant au moins certaines salinités fluides > 26 éq. poids % NaCl (Grant 1988). Ces températures sont largement en accord avec celles déterminées pour l'altération rétrograde à Junction Reefs à partir de la géothermométrie à la chlorite (Grant 1988), indiquant ainsi une température minimale pour le système.

Le gisement Beal est situé à environ 26 km à l'ouest-sud-ouest de Butte, au Montana et possède des réserves de minerai prouvées et probables de 14,8 Mt à une teneur de 1,49 g/t Au, totalisant 23,1 tonnes d'Au. Le gisement est encaissé dans des roches sédimentaires fluviatiles-deltaïques clastiques du Crétacé supérieur du membre Vaughn de la Formation de Blackleaf (Wilkie 1996). Dans les environs de la mine Beal, la formation Blackleaf a été métamorphosée et métasomatisée à une teneur maximale de cornéennes à pyroxène par des intrusions de diorite et de granodiorite (74,8 + 2,8 ma, date K-Ar sur la biotite) liée au Batholite de Boulder (Hastings & Harrold 1988). Une date K-Ar (71,7 + 2,6 m.y.) sur l'adulaire dans une veine aurifère à Beal suggère que la minéralisation et l'intrusion sont étroitement liées (Hastings & Harrold 1988).

Structuralement, le gisement de Beal se trouve à environ trois kilomètres à l'est de la marge ouest du pli frontal et de la ceinture de chevauchement du sud-ouest du Montana. Cette zone est marquée par une série de failles chevauchantes orientées nord-sud (Johnson, Spring et Long Tom Thrusts), qui juxtaposent des roches plus anciennes (Paléozoïque et Précambrien) sur la Formation de Blackleaf du Crétacé (Ruppel et al. 1981). Le chevauchement est antérieur au gisement Beal et n'est pas lié à la minéralisation. De nombreuses failles abruptes coupent le gisement de Beal, les plus importantes étant la faille German Gulch, la zone de cisaillement de Beal et la faille Gully. La zone de cisaillement de Beal s'oriente N80-85°W et s'incline 85-90°S, est localement minéralisée, et était un contrôle structurel important pour la canalisation des fluides hydrothermaux (Wilkie 1996).

Toute la minéralisation connue du gisement Beal se trouve dans l'auréole cornéenne des intrusions de granodiorite et de diorite. La granodiorite du batholite de Boulder affleure le long de la bordure est de la zone de la mine et de nombreux petits stocks et dykes dioritiques affleurent près de la marge du batholite et à l'intérieur de la mine à ciel ouvert. Les échantillons de diorite de la fosse sont de couleur gris verdâtre foncé à noir verdâtre et se composent de plagioclase à grain fin à moyen, de biotite, d'amphibole, de pyroxène et de spath K. La minéralogie opaque se compose d'intercroissances de pyrite, de chalcopyrite et de magnétite-ilménite. La présence d'ilménite indique une chimie du magma réduite et peut être liée à la teneur en or de ce système igné. Toutes les expositions de diorite dans la fosse sont intensément altérées et contiennent jusqu'à 15 à 20 % d'altération hydrothermale de biotite/chlorite de pyroxène primaire, de hornblende, de biotite et de feldspath (Wilkie 1996).

Des échantillons provenant de traverses s'étendant sur 3 km à l'ouest et perpendiculairement au contact intrusif démontrent une zonation minéralogique et thermique vers l'extérieur du pluton comme suit : granodiorite --> pyroxène --> amphibole --> biotite --> mica blanc (Wilkie 1996). La largeur des zones minéralogiques est approximativement constante dans toute la zone et à l'intérieur de chaque zone, l'abondance minérale diminue régulièrement (pour un protolithe donné) avec la distance du pluton. Une exception notable est la forte abondance de pyroxène près de la mine Beal. La scapolite (contenant 2 à 3 % en poids de Cl) est également abondante dans cette zone.Les géothermomètres à biotite, chlorite et séricite [modèles de McDowell et Elders (1980) et Walshe (1986)] indiquent une diminution de la température loin du contact intrusif avec une anomalie thermique coïncidant avec la zone pyroxène-scapolite dans la traverse qui traverse le minerai dépôt (Wilkie 1996).

Le pyroxène dans les cornéennes de pyroxène vert pâle se présente sous forme de grains ou d'amas équivalant à <0,1 mm dans la matrice parmi les grains de quartz. La plupart des compositions de pyroxène proviennent de Hd 18-40 . Près de la mine de Beal, le pyroxène a un grain légèrement plus grossier, un vert plus foncé et plus riche en Fe (Hd 42-62 ). Le pyroxène à grains plus grossiers se produit le long des fractures et aux intersections des fractures sous forme de plaques orbiculaires. Même dans ces occurrences, le pyroxène ne constitue jamais la majorité de la roche. Ainsi, l'altération à Beal contient beaucoup moins de pyroxène et est globalement beaucoup moins intense (le grenat est absent) que n'importe lequel des autres skarns réduits considérés dans cette revue. Ceci est considéré comme un résultat direct du protolithe pauvre en carbonates et de la température relativement basse de la formation du skarn (Wilkie 1996).

Amphibole à Beal a une composition plus complexe que le pyroxène et va de la trémolite-actinolite calcique à la hornblende et à la ferrohastingsite. La nature riche en fer de l'amphibole est surprenante compte tenu de la nature pauvre en fer des roches encaissantes. Localement, l'amphibole se produit en remplacement du pyroxène, mais dans la plupart des cas, il n'y a aucune preuve de texture ou de composition pour le pyroxène préexistant (Wilkie 1996). Ainsi, l'amphibole à Beal semble être une phase d'altération primaire. Les roches fortement minéralisées peuvent contenir plus de 50 % d'amphibole et l'amphibole est généralement associée au feldspath K, à la chlorite et aux sulfures.

Les principales phases sulfurées comprennent la pyrrhotite, la pyrite, la chalcopyrite, l'arsénopyrite et une petite quantité de tétraédrite. Dans l'ensemble, Beal est un système pauvre en sulfure. Les teneurs en sulfures sont généralement inférieures à 2 % et de nombreuses zones de minerais contiennent moins de 1 % de sulfures totaux (Wilkie 1996). Des zones locales de > 5% d'arsénopyrite et/ou de pyrrhotite sont présentes mais ne sont pas toujours associées à des teneurs élevées en or. La minéralisation aurifère se présente sous forme de grains de 1 à 5 microns disséminés dans des roches métasédimentaires à grains plus grossiers et sous forme de flocons dans des veines de quartz et de quartz-sulfure-adulaire (Hastings & Harrold 1988). Les veines de quartz-sulfure-adularia se trouvent dans des structures abruptes à l'intérieur de la fosse et recoupent à la fois les cornéennes et les plutons. Les analyses géochimiques de Cu, Bi, Zn, As, Au et Ag dans le minerai tout-venant montrent que Au est fortement corrélé avec Bi, faiblement corrélé avec As et Cu, mais pas avec d'autres éléments (Wilkie 1996).

En raison de la très petite taille des grains de la plupart des minéraux calco-silicatés à Beal, les études sur les inclusions fluides ont été limitées. Cependant, Wilkie (1996) a mesuré des inclusions fluides dans le quartz de plusieurs styles d'altération à Beal. Les températures d'homogénéisation mesurées vont de 115 à 550 °C avec des moyennes pour les inclusions L-V, le sel L-V et les inclusions riches en vapeur de 344 °176, 312 °176 et 359 °C, respectivement. Les salinités allaient de 4,7 à 42 éq. poids % NaCl la salinité des inclusions fluides avec les minéraux filles variait de 34 à 42 éq. poids % NaCl. Des preuves d'ébullition en association avec des minéraux Au-Bi-Te ont été documentées à 340°C et des salinités de 5-20 éq. poids % NaCl. Des températures similaires ont été déterminées à partir de géothermomètres de composition minérale, y compris l'arsénopyrite (408-428°C), la biotite (362-400°C) et la chlorite (314-378°C). De plus, les géothermomètres à biotite et à chlorite indiquent une diminution globale de la température loin du principal contact intrusif.

Les valeurs d 18 O pour les échantillons de siltstone à grain plus grossier (13-15,9‰) et à grain plus fin (12,9-15,5‰) à Beal augmentent en s'éloignant des échantillons à grain plus grossier du Batholite de Boulder ont d 18 O valeurs qui sont généralement 0,5‰ plus élevées que les échantillons à grain plus fin pour un emplacement donné Wilkie (1996). Cette distribution est fonction de deux processus en interaction : 1) la température décroissante et 2) le rapport eau-roche décroissant loin du contact. d 34 S les valeurs isotopiques sont étroitement regroupées pour un minéral donné : pyrrhotite (7,7-9,3‰), pyrite (7,0-8,2‰), chalcopyrite (7,6-9,1‰), arsénopyrite (8,8-14,0&# 137), la galène (9,2‰) et la sphalérite (13,0‰). Dans la plupart des cas, les sulfures disséminés à grains fins ont des valeurs isotopiques d 34 S inférieures à celles des sulfures filoniens et des cristaux à grains grossiers. Il n'y a aucune preuve d'un réservoir de soufre sédimentaire, la plupart des échantillons sont compatibles avec une source de soufre à dominante magmatique (Wilkie & Meinert 1994).

Alors que le gisement de skarn aurifère « classique » est caractérisé par de faibles rapports grenat:pyroxène, du pyroxène hédenbergitique et des sulfures abondants dominés par la pyrrhotite et l'arsénopyrite, plusieurs skarns ont été exploités pour l'or qui ont une minéralogie et un style de minéralisation très différents. Ces gisements ont été classés par Brooks et al. (1991) sous forme de skarns en or oxydé. Leurs caractéristiques essentielles comprennent des rapports grenat/pyroxène élevés, un grenat et un pyroxène relativement pauvres en Fe, des sulfures totaux faibles, de la pyrite et de la pyyrhotite, et des occurrences mineures mais omniprésentes de chalcopyrite, de sphalérite et de galène. De plus, les teneurs aurifères les plus élevées ne sont pas associées au grenat-pyroxène prograde, mais plutôt à une altération rétrograde plus tardive incluant une abondance de feldspath K (adularia) et de quartz. Certains de ces gisements peuvent être considérés comme transitionnels vers d'autres types de minéralisation aurifère tels que les gisements épithermaux dans lesquels la séparation de phases (ébullition) peut être un mécanisme de précipitation important ( p. ex. Hedenquist et al. 1996).

Le skarn aurifère McCoy n'est qu'à 45 km au sud-ouest du skarn aurifère réduit de Fortitude dans le centre-nord du Nevada, mais il diffère considérablement en ce qui concerne le style de minéralisation et d'altération de la paroi rocheuse. Le gisement McCoy contient 15,6 Mt de minerai titrant en moyenne 1,44 g/t Au et 30 430 tonnes additionnelles titrant en moyenne 14,6 g/t Au qui ont été extraites sous terre (Brooks 1994). La production provient du skarn riche en grenat entourant le stock de 39 Ma Brown, une granodiorite hypabyssale à hornblende-biotite de la série ilménite réduite. Brooks (1994) a subdivisé le stock de Brown en cinq phases pétrologiquement distinctes et a invoqué le mélange de magmas discrets pour produire des phases intrusives individuelles. Il est important de noter qu'il existe des corrélations systématiques entre les phases intrusives individuelles et la minéralogie et la teneur en or du skarn associé. On estime que le stock Brown a pénétré jusqu'à 1,3 km de la surface et cette mise en place peu profonde est reflétée par la multitude de digues et de seuils trouvés sur les marges du stock principal. De plus, la plupart des premières digues et seuils ont été affectés par l'endoskarn grenat-pyroxène.

Skarn à McCoy est zoné à la fois dans l'espace et dans le temps. L'altération la plus ancienne et la plus distale est constituée de cornéennes à biotite et à pyroxène. Il en résulte une roche pâle à grain fin avec une stratification sédimentaire d'origine encore préservée. Les veines et les zones massives de skarn à dominante grenat sont en surimpression sur ces cornets. Les rapports grenat/pyroxène typiques sont de 3:1 à 20:1. A proximité des contacts intrusifs, tous les cornalines ont été remplacés et il ne reste aucune trace de litière sédimentaire. Les skarns les plus proches de l'intrusion principale, appelés skarns West Contact et Peacock, sont les seuls skarns avec un pyroxène significatif (>10%), et aussi le seul pyroxène qui est relativement grossier et riche en Fe (jusqu'à Hd 75). Tous les autres skarns à McCoy sont à dominante grenat et là où le pyroxène est présent, il est diopsidique. Le grenat primitif est pauvre en Fe et se produit en remplacement de la litière des couches argileuses (skarnoïde) et en tant que noyaux des grenats métasomatiques ultérieurs, qui sont plus riches en Fe. Ces différences de composition sont importantes dans la mesure où une altération rétrograde ultérieure remplace sélectivement certains stades et compositions de grenat et de pyroxène (Brooks 1994). Les minéraux sulfurés associés au skarn prograde comprennent la pyrrhotite, la pyrite, la sphalérite, la galène, l'arsénopyrite, la chalcopyrite, la bornite, l'or, l'hedleyite, le bismuth natif et la hessite (Brooks 1994).

Le skarn grenat-pyroxène tardif coexiste avec ou est surimprimé par une altération rétrograde constituée principalement d'épidote-quartz-pyrite-K-feldspath. Comme décrit précédemment, le grenat grandite est plus sensible à l'altération rétrograde que le grenat andradite. La biotite et la chlorite sont présentes à la place de l'épidote dans les zones distales d'altération rétrograde et où le pyroxène était relativement abondant. La plupart des minéralisations aurifères économiques sont associées à une altération rétrograde, en particulier au quartz-pyrite-K-feldspath. Le feldspath K varie en couleur du rose au brun pâle et est similaire à l'adulaire décrite à partir de nombreux dépôts épithermaux. Le quartz-pyrite-feldspath K le plus intense est spatialement associé à une génération particulière de dykes et de filons-couches appelée la série productive (Brooks 1994). Cependant, le quartz-pyrite-feldspath K remplace également le skarn distal et se présente localement sous forme de gousses silicifiées dans le calcaire au-delà de la limite d'altération grenat-pyroxène. Cette dernière occurrence est similaire aux jaspéroïdes associés à certains gisements d'or épithermaux, en particulier les gisements de type Carlin.

Les fluides associés au grenat prograde et au pyroxène à McCoy sont des saumures à haute température. Brooks (1994) a rapporté des températures d'homogénéisation dans le grenat allant de 330 à 590°C avec une moyenne de 493++46°C. Les salinités mesurées allaient jusqu'à 39,8 éq. poids % NaCl. Les températures d'homogénéisation dans le pyroxène vont de 300 à 420 °C et la moyenne pour le pyroxène proximal est de 398 à plus de 14 °C, tandis que la moyenne pour le pyroxène distal est de 322 à plus de 14 °C. Cette diminution spatiale de la température se traduit par une diminution de la salinité. La salinité des inclusions fluides dans le pyroxène proximal va jusqu'à 35,3 éq. poids % NaCl, alors que la salinité maximale mesurée dans le pyroxène distal est de 22 éq. poids % NaCl.

Les fluides associés à l'altération rétrograde ont une température et une salinité légèrement inférieures à celles mesurées dans le skarn prograde, mais sont bien au-dessus des valeurs généralement rapportées pour les systèmes épithermaux. Les inclusions fluides dans l'épidote (qui remplace le grenat) vont de 360 ​​à 450 °C avec des salinités allant jusqu'à 28 éq. poids % NaCl. La température et la salinité des inclusions fluides dans l'épidote sont inférieures aux valeurs mesurées dans le grenat. Des inclusions fluides ont également été mesurées dans le quartz et le feldspath K associés à une altération rétrograde. Les inclusions fluides dans les veines de quartz vont de 280 à 360 °C avec des salinités de 11 à 19 éq. poids % NaCl. Les inclusions fluides dans le K-feldspath vont de 160 à 390 °C avec des salinités de 17 à 32 éq. poids % NaCl.

Brooks (1994) a estimé une pression de 350 bars pour la formation de skarn à McCoy et l'a utilisée pour déterminer une correction de pression moyenne de 30°C pour les températures d'homogénéisation mesurées. Collectivement, ces données indiquent que le skarn prograde s'est formé à 330-620 °C à partir de saumures avec des salinités allant jusqu'à 35 éq. poids % NaCl. Au fur et à mesure que les températures diminuaient, le grenat et le pyroxène de formation précoce ont été altérés en assemblages à température plus basse, y compris l'épidote, le quartz et le feldspath K. Ces minéraux se sont également formés à partir de saumures salines, mais à des températures de 100 à 200 °C inférieures à celles du grenat prograde et du pyroxène.

L'Équateur possède deux importants skarns aurifères, Ximena et Nambija. Ximena dans le centre-ouest de l'Équateur est un skarn à or réduit typique similaire à Hedley et Fortitude en Amérique du Nord. Il a produit environ 75 000 onces d'or à partir de champs alluviaux développés à partir d'un skarn à dominance pyroxène. En revanche, Nambija dans le sud-est de l'Équateur est un skarn d'or oxydé avec des similitudes avec le skarn McCoy au Nevada et Red Dome en Australie. Sa minéralogie est dominée par le grenat grandite et la majeure partie de la production provient d'exploitations alluviales et de la valorisation par les paysans locaux. Nambija est peut-être mieux connu pour ses photographies en couleur spectaculaires dans la presse populaire qui illustrent un essaim de fourmis d'ouvriers humains dans les fosses à ciel ouvert qui rappellent les jours de la ruée vers l'or des siècles précédents. Géologiquement, on en sait moins sur Nambija que sur la plupart des autres gisements de skarn aurifère en raison du manque de cartographie organisée et de la situation de propriété « instable » par rapport aux travaux de surface.

Nambija fait partie d'une série de gisements d'or dans la partie sud de la Cordillère Royale, une ceinture de direction nord-nord-est de roches cénozoïques, mésozoïques et paléozoïques. La partie centrale de cette ceinture est constituée de roches volcaniques tertiaires à récentes, avec plusieurs volcans actifs. À l'ouest de cette ceinture volcanique se trouve une séquence crétacée accrétée d'arcs insulaires et de roches sédimentaires, volcanoclastiques et volcaniques océaniques, qui ont été pénétrées par de nombreux plutons relativement mafiques de type Tertiaire I. Cette ceinture abrite le gisement de skarn aurifère de Ximena. À l'est de la ceinture volcanique centrale se trouve une série de roches métamorphiques du Paléozoïque et de roches sédimentaires-volcaniques du Mésozoïque, qui ont été déformées par une ceinture de plis et de chevauchement. Le long du contact général entre les ceintures paléozoïque et mésozoïque se trouvent plusieurs grands plutons jurassiques et le gisement de Nambija est situé dans un pendant dans l'un de ces batholites.

À l'échelle régionale, le district de Nambija est disséqué par des failles de chevauchement orientées vers l'ouest, N10°E à N20°E, espacées d'environ 10 à 30 km. Les gisements de skarn de Nambija se trouvent dans des roches volcano-sédimentaires métamorphisées de Piuntza qui se présentent sous forme de pendants de toit dans le batholite de 170 Ma de Zamora (Litherland et al. 1994). L'unité Piuntza a une épaisseur d'environ 500 m et se compose de grès, de siltite, de calcaire, de tuf et de coulées andésitiques (Paladines & Rosero 1996). Le batholite de Zamora est une tonalite équigranulaire à granodiorite (Salazar 1988). D'autres roches ignées qui ont été signalées dans le district de Nambija comprennent la monzodiorite, la monzonite, la rhyodacite, la syénite et les dykes et petits stocks de porphyre quartz-feldspath (Hammarstrom 1992 Paladines & Rosero 1996). Cependant, la plupart de ces intrusions ont été altérées en feldspath K, séricite, chlorite et argile. Ainsi, les compositions originales et les âges de ces intrusions ne sont pas bien connus.

Dans le district de Nambija, il existe une série de skarns aurifères, qui ont été exploités par des paysans locaux, notamment du nord au sud, Fortuna, Campana, Campanilla, Nambija, Guaysimi et Sultana del Cóndor. On estime que les travaux artisanaux à Nambija ont produit 2 millions d'onces d'or et la ressource actuelle est estimée à 23 Mt (Mining Magazine 1990). Les teneurs déclarées varient de 14 à 84 g/t Au, avec une moyenne de 15-30 g/t Au (McKelvey 1991 Hammarstrom 1992). Campanilla et Campana sont plus petits mais de qualité similaire (Mining Magazine 1990). Compte tenu de la grosseur des grains grossiers de l'or et de la nature rudimentaire des exploitations alluviales et artisanales, tous les chiffres de tonnage et de teneur ci-dessus doivent être considérés avec prudence. La plupart des poches de skarn et des zones minéralisées se trouvent dans un corridor structural nord-nord-est de brèches, de veines et de cisaillements parallèles aux plus grandes failles. Cette zone minéralisée a une longueur de 1,5 km, une largeur de 125 m et un pendage 34°E dans le pendant (Aguirre et al. 1985 McKelvey 1991). La minéralisation à plus haute teneur se trouve à l'intersection de ces structures nord et des failles en direction nord-est. Là où ces zones de failles qui se recoupent coupent le skarn, la roche est disséquée par des filonnets de quartz parallèles avec de l'or natif et peu ou pas de minéraux sulfurés (Aguirre et al. 1985). Le fait que la majeure partie de la minéralisation et une partie du skarn soient structurellement contrôlées et spatialement associées à des roches porphyriques suggère que la formation et la minéralisation du skarn ne sont pas liées à la phase principale de la granodiorite de Zamora. Au lieu de cela, la formation de skarn semble être associée à certaines des intrusions porphyriques plus jeunes et la minéralisation est associée à des filonnets de quartz qui ont un fort contrôle structural.

Il existe un stock de monzonite quartzifère ou de porphyre rhyodacite à Nambija dans la mine Tierrero 2. Le stock est entouré de skarn vert grenat avec une zone d'inondation et de bréchification de feldspath rose au sud-ouest. Le skarn n'est pas riche en sulfures, mais la plupart des échantillons contiennent de la pyrite, de la chalcopyrite, de la sphalérite et/ou de la galène. Dans le spécimen de main, le grenat et le pyroxène sont de couleur vert pâle. De plus, une partie du grenat a également des teintes brun pâle et jaune. Un tel grenat vert-jaune pâle est typique du skarn distal et est similaire au grenat de nombreux skarns Zn. En lame mince, le grenat est fortement zoné comme il est typique du grenat skarn hydrothermal. Il y a des noyaux et des rebords discrets sur la plupart des grains indiquant de multiples impulsions de fluide hydrothermal et en général, les rebords sont plus andraditiques que les noyaux, par ex. zonage normal. Presque toutes les analyses de grenat rapportées sur ces roches vont de l'an 21 à 72, à l'exception de quelques échantillons distaux contenant de l'andradite pure. Bien qu'ils ne soient pas très anomaux, la plupart des grenats contiennent 0,5 à 1,5 % de MnO. Il s'agit d'un composant légèrement plus spessartine qui se produirait généralement dans les grenats Au skarn. Sinon, ces compositions de grandite intermédiaires sont typiques des skarns Au et seraient assez inhabituelles pour la plupart des systèmes de skarns de métaux communs, y compris Fe, Cu et Zn-Pb (Meinert 1992). En revanche, tout le pyroxène est diopsidique et de tels pyroxènes pauvres en fer sont atypiques des skarns Au. Les pyroxènes sont également relativement riches en manganèse (Hd 16-34 Jo 5-13 ), plus que tout autre skarn Au signalé, mais significativement moins que les skarns Zn typiques. La combinaison de rapports grenat/pyroxène élevés et de grenat et de pyroxène pauvres en fer suggère que le système de Nambija est à la fois oxydé et pauvre en fer. Ceci est cohérent avec les abondances minérales, les compositions et le manque relatif de minéraux de sulfure de fer.

L'or à Nambija se trouve avec des veines de quartz spatialement associées à du skarn à grenat. Certaines des veines de quartz ont des enveloppes de grenat indiquant une contemporanéité générale avec la formation de skarn. Les inclusions fluides dans le quartz sont de simples inclusions biphasiques. Il n'y a pas de minéraux filles, donc la salinité totale est de < 26 wt. % NaCl. Les températures d'homogénéisation n'ont pas été déterminées, mais l'absence de réaction rétrograde avec le grenat, telle que la formation d'épidote, suggère que la température des veines de quartz est relativement élevée et au-delà de la plage de minéralisation de type épithermal.

Il semble y avoir une transition des veines de quartz avec des enveloppes de grenat vers des veines de quartz et des inondations de quartz de la roche sans réaction apparente. Encore une fois, l'absence de réaction rétrograde avec le grenat, telle que la formation d'épidote, suggère que la température des veines de quartz est relativement élevée. À la mine Campana, le skarn brun grenat est recoupé par des veines de quartz parallèles à texture feuilletée/ruban. Ce rocher enregistre clairement deux événements distincts. Le premier événement est la formation d'un skarn grenat à grains relativement grossiers avec une zonation optique similaire à d'autres échantillons de Nambija (composition du noyau Ad 40 , rim Ad 60 ). Le pyroxène de cet échantillon a une teneur en fer similaire à celle des autres échantillons de Nambija, mais la teneur en manganèse est encore plus élevée que les autres échantillons (Hd 31 Jo 13 ). Le deuxième événement est une déformation fragile dans laquelle la roche a été veinée par des centaines de veines de quartz parallèles. Les parois des veines de quartz correspondent parfaitement, nécessitant que la fracture fragile se soit produite sans cisaillement important.Les cristaux de grenat ont été tranchés, comme à l'aide d'un peigne, en des dizaines de rubans parallèles, chaque ruban étant séparé par du quartz optiquement continu. Dans les veines de quartz et les inondations de quartz, il n'y a aucune réaction apparente des fluides hydrothermaux avec la roche en place (grenat). Les inclusions fluides dans le quartz sont pour la plupart riches en vapeur, ce qui indique qu'une ébullition/exsolution de fluide s'est produite, probablement en raison d'une soudaine réduction de pression (causée par un mouvement de faille ?). Il n'y a pas de minéraux filles, donc la salinité totale est de < 26 wt. % NaCl. Cette texture est similaire à celle observée dans les gisements aurifères orogéniques mésothermes où les veines de quartz contiennent des dizaines à des centaines de rubans de paroi rocheuse cisaillée, séparés par du quartz.

Bien qu'un million de tonnes à une teneur moyenne de 6 g/t Au ait été produit à partir de skarn magnésien à la mine Cable, Montana (début 1972), la plupart des skarns aurifères sont des skarns calciques et jusqu'à récemment, peu de publications ont skarns dorés (Ettlinger et al. 1996 Mueller 1997). La plupart des skarns magnésiens se forment à partir de protolithes dolomitiques et présentent une minéralogie diagnostique qui comprend la forstérite, le spinelle et la serpentine. Bien qu'une variété de phases de spinelle puisse être présente, la magnétite est généralement dominante et, par conséquent, la plupart des skarns magnésiens sont exploités pour le fer et sont relativement faciles à trouver en raison de leur forte signature magnétique. Butte Highlands, dans le sud-ouest du Montana, est un skarn magnésien inhabituel en ce sens qu'il s'agit d'une importante ressource aurifère, mais manque d'oxydes de fer et de sulfures abondants. Comme l'ont souligné Ettlinger et al. (1996), la nature pauvre en Fe de ce gisement signifie que celui-ci, et d'autres similaires, peuvent ne pas se démarquer lors des levés géophysiques standards.

Butte Highlands est l'un des nombreux skarns aurifères associés aux intrusions marginales relativement mafiques du Batholite de Boulder. Butte Highlands est situé sur la marge sud du Batholite de Boulder, à environ 24 km au sud de Butte, dans le Montana. Skarn est associé à une diorite équigranulaire à grains fins à moyens, qui a été recoupée dans des carottes de forage sous la principale zone minéralisée, appelée Nevin Hill (Ettlinger et al. 1996). Proche des contacts avec les roches sédimentaires, la diorite présente une altération endoskarn avec la hornblende remplacée par du pyroxène diopsique et de la titanite, du plagioclase remplacé par de la zoisite et de la préhnite, et un enrichissement en calcium du plagioclase (en bytownite). De plus, la diorite est recoupée par des veinules de pyrrhotine avec des enveloppes d'orthose, de trémolite et de calcite.

La diorite a pénétré la section stratigraphique du Paléozoïque inférieur à Butte Highlands, causant une vaste formation de cornée et une recristallisation des formations Wolsey, Meagher, Park et Pilgrim. Les roches argileuses de la Formation de Park ont ​​été converties en cornéennes à biotite et à pyroxène, similaires à celles décrites dans de nombreux autres skarns aurifères, tandis que les formations dolomitiques Meagher et Pilgrim ont été recristallisées et localement silicifiées (Ettlinger et al. 1996). Des mantos et des cheminées de minerai de remplacement de sulfure massif dans les marbres Meagher et Pilgrim ont été extraits pour les métaux de base au début du siècle (Sahinen 1950), mais la majeure partie de la minéralisation de skarn et d'or se trouve dans la formation Wolsey et la base de la Meagher Formation. La formation Wolsey à Butte Highlands est décrite par Ettlinger et al. (1996) comme composé de mudstone et de schiste dolomitiques interstratifiés, non fossilifères, avec quelques unités de siltite et de carbonate.

Le skarn progressif des Butte Highlands est dominé par l'olivine forstéritique avec moins de pyroxène et de phlogopite. Bien que ces minéraux soient tous de couleur vert pâle, cette roche est un spécimen noir en main en raison de la serpentisation omniprésente. Le grenat n'est pas abondant à Butte Highlands, mais il est présent dans l'endoskarn et avec le spinelle en surimpression du skarn à olivine antérieur. Une telle surimpression des minéraux du skarn magnésien précoce par les minéraux du skarn calcique ultérieur a été signalée dans de nombreux systèmes de skarn magnésien dans le monde (Aksyuk & Zharikov 1988 Pertsev 1991). Ni le grenat ni le spinelle ne sont riches en Fe, contrairement à la plupart des systèmes de skarn. L'altération rétrograde de l'olivine produit de la serpentine, de la phlogopite, du talc, du carbonate et de la magnétite en abondance. L'altération rétrograde du skarn plus calcique donne des amphiboles et de la vésuvianite, des minéraux qui contiennent à la fois du Mg et du Ca. La minéralisation sulfurée est fortement associée à une altération rétrograde et Ettlinger et al. (1996) ont identifié deux associations avec l'or : phlogopite+pyrrhotite+or et chlorite+argile+pyrrhotite+or. En plus de cette association minéralogique de l'or avec l'altération rétrograde, il existe une association élémentaire d'Au avec Bi, basée sur les analyses de carottes de forage (Ettlinger et al. 1996).

Skarn dans les terrains métamorphiques régionaux « mésothermes »

La plupart des skarns sont associés à des plutons phanérozoïques relativement peu profonds qui ont pénétré des roches sédimentaires auparavant non métamorphisées ( p. ex. Einaudi et al. 1981). Cependant, la minéralogie du skarn a également été décrite à partir de plusieurs gisements dans des ceintures orogéniques plus anciennes où le skarn est associé à la fois à un plutonisme et à un métamorphisme TP élevé ( p. ex. Lucky Draw, Australie, Sheppard et al. 1995 Navachab, Namibie, Noertemann 1997 Tillicum, Ray et al. 1986a Peterson 1996). En plus de ces occurrences plutoniques/métamorphiques, il existe plusieurs gisements filoniens d'or « mésothermiques » avec une altération en skarn dans les terranes précambriens sans roches intrusives associées ( p. 1996 Province des Esclaves, nord du Canada, Lhotka 1988, Lhotka & Nesbitt 1989, Bullis et al. 1994 Craton du Wyoming, États-Unis, Smith 1996 Province du Supérieur, est du Canada, Hall & Rigg 1986, Pan & Fleet 1989, 1992, Pan et al. 1991 Craton de Dharwar, Inde, Siddaiah & Rajamani 1989).

Ces occurrences sont très différentes des systèmes de skarn du Phanérozoïque et l'on sait peu de choses sur les relations géologiques de l'altération du skarn ou sur le lien entre la minéralisation aurifère et la formation du skarn. De nombreux chercheurs ne savent même pas que ces occurrences de skarn existent et il existe une grande incertitude quant au moment et à la géochimie de la formation du skarn. Ces skarns semblent être des hybrides présentant des caractéristiques à la fois de l'environnement métamorphique régional et du plutonisme phanérozoïque plus typique. Ce qui unit ces occurrences disparates est une minéralogie dominée par des assemblages très riches en Fe et réduits, y compris le grenat avec la principale almandine-spessartine, le pyroxène hédenbergitique et l'amphibole riche en Fe. Dans certains cas, il semble qu'un protolithe riche en Fe comme une formation de fer, une komatiite ou une métabasite soit responsable de la minéralogie inhabituelle. De plus, ces gisements possèdent généralement une partie ou la totalité de la signature géochimique Au-As-Bi-Te des gisements de skarn aurifères plus jeunes. Ces gisements « métamorphiques » sont présentés comme un groupe en raison de leur lien commun avec le métamorphisme régional, même s'il existe entre eux d'énormes différences de contexte géologique et de géochimie. Au fur et à mesure que de plus en plus de gisements comme ceux-ci sont identifiés, on espère que la compréhension de leurs caractéristiques et de leur origine augmentera.

La mine Lucky Draw est située dans le district de Burraga, à 150 km à l'ouest de Sydney, dans la ceinture de plis paléozoïque de Lachlan. Les roches du district de Burraga ont été affectées par deux épisodes de plissement résultant en une série d'anticlinaux et de synclinaux D 1 dressés et orientés vers le nord. Les plis D 2 sont associés au métamorphisme des schistes verts supérieurs du Dévonien-Carbonifère et à un clivage régional d'ardoise estimé s'être formé à P total = 2,0-2,5 kb (200-250 MPa) et T = 470° ± 35°C (Fowler 1987, 1989 ). Synchrone avec le métamorphisme régional, une série de plutons granitiques ont été mis en place avec des auréoles de contact contenant de l'andalousite et de la cordiérite. L'un d'eux, le Bathurst Granite, à 30 km au nord de Lucky Draw, a été daté à 310 ± 7 Ma (Andrew 1984).

La mine Lucky Draw est située dans le flanc ouest de l'anticlinal D 1 Brownlea, près du contact avec la granodiorite de Burraga. La minéralisation se trouve dans les 100 m supérieurs du Groupe du Triangle de l'Ordovicien, qui se compose de quartzite micacé et de schiste à quartz-mica, contenant respectivement les assemblages quartz-albite-biotite-muscovite±cordiérite et quartz-biotite-muscovite-albite-andalousite-cordiérite (Sheppard et al. 1995). À quelques mètres de la Granodiorite de Burraga, ces assemblages sont remplacés par l'assemblage quartz-biotite-plagioclase-cordiérite-andalousite-sillimanite-Kfeldspath. Les roches volcaniques de Rockley recouvrent le Groupe Triangle, constituées de coulées mafiques et ultramafiques, de cumulats et d'unités volcanoclastiques. Dans le district de Burraga, ces roches ont été métamorphisées en schistes à trémolite-chlorite et quartz-feldspath-biotite-amphibole (Sheppard et al. 1995). Les compositions reliques de clinopyroxène et de phénocristaux d'olivine suggèrent que ces schistes étaient des cumulats et des tufs ultramafiques shoshonitiques.

L'altération du quartzite et du schiste du Groupe Triangle dans la zone de la mine Lucky Draw consiste en un stade métamorphique précoce de gedrite, de cordiérite et de staurolite à grains moyens à grossiers qui définissent le tissu métamorphique de la roche, un stade intermédiaire de grenat-biotite -chlorite qui filonne et remplace les minéraux métamorphiques antérieurs, et un stade tardif constitué de biotite massive vert-brun associée spatialement à la granodiorite de Burraga et à de petits dykes. Les températures du stade métamorphique précoce sont estimées par Sheppard et al. (1995) à environ 600°C sur la base des équilibres minéraux. La température de l'altération intermédiaire de grenat et de chlorite a été calculée à 538 & plus de 62 & 176C sur la base de l'échange Fe-Mg entre les paires de minéraux coexistants.

La minéralisation à Lucky Draw se présente sous la forme de minéraux Au-As-Bi-Te qui sont fortement associés au stade d'altération grenat-chlorite. Les minéraux identifiés comprennent l'ilménite, l'arsénopyrite, la molybdénite, l'or natif, la maldonite (Au 2 Bi), le bismuth natif, la bismuthinite, l'hedleyite (Bi 14 Te 6 ), la joseite-B (Bi 4+x Te 2-x S), la tellurobismuthinite (Bi 2 Te 3 ), et emplectite (CuBi 2 S) (Sheppard et al. 1995). La minéralisation et tous les stades d'altération sont très pauvres en sulfures. Sheppard et al. (1995) affirment que la pyrrhotite est le sulfure le plus abondant et estiment son abondance à moins de 0,1 % des sections minéralisées.

L'association de la minéralisation avec le stade grenat-chlorite de l'altération métasomatique suggère que l'introduction et/ou la remobilisation des éléments du minerai, Au-As-Bi-Te, s'est produite après la phase principale de déformation pénétrante et avant la biotitisation directement associée à cristallisation et exsolution fluide de la granodiorite de Buragga. Cela concorde avec d'autres études, qui ont suggéré que la minéralisation aurifère filonienne se produit après le métamorphisme de pointe et est synchrone ou légèrement antérieure au plutonisme ( p. ex. , Mueller 1997). La température calculée de 538±62&# 176C de l'altération grenat-chlorite est plus élevée que la température de fusion de la plupart des minéraux du minerai, ce qui suggère que les fluides circulant pendant l'altération grenat-chlorite, peut-être entraînés par l'intrusion de la granodiorite de Buragga, ont lessivé des éléments de minerai de la zone mafique adjacente. - les volcanites ultramafiques Rockley et les ont déposés par réaction avec les minéraux riches en fer qui sont si abondants dans la région de la mine Lucky Draw. Des conclusions similaires au sujet de la lixiviation des roches mafiques/ultramafiques pendant la circulation de fluide à haute température ont été tirées par d'autres chercheurs ( p. ex. Steven 1993 Noertemann 1997).

Tillicum, Colombie-Britannique

Tillicum Mountain est situé dans le centre-sud de la Colombie-Britannique, le long de la bordure nord de la ceinture des lacs Nemo orientée vers l'est, un toit pendant de cinq kilomètres de large dans le Batholite Nelson du Crétacé composé de roches métavolcaniques et métasédimentaires de schiste vert supérieur à amphibolite inférieur, en corrélation avec la formation triasique Elise du groupe de Rossland (Peterson 1996). Le métamorphisme régional est de teneur en sillimanite à 5,0-6,8 kb (500-680 Mpa) et 630-680°C (Parrish 1981). Dans la région de Tillicum, on pense que les conditions de pression et de température sont légèrement inférieures, respectivement de 4,3 à 6,3 kb (430 à 630 Mpa) et de 523 à 568 °C et qu'il n'y a pas de sillimanite (Ray et al. 1985 Peterson 1996). Les roches métasédimentaires sont constituées de phyllite à biotite-muscovite à fines bandes, de schiste tacheté à biotite et de phyllite graphitique à biotite-muscovite. Les roches métavolcaniques sont constituées de coulées mafiques shoshonitiques et porphyriques, de tufs, de brèches et d'argilites intercalées (Ray & Spence 1986).

À proximité du mont Tillicum, le batholite de Nelson se compose des stocks triasiques de Goatcanyon-Halifax Creek et de méladiorite. Le stock Goatcanyon-Halifax Creek est une monzonite quartzique équigranulaire à grain moyen avec un rapport ilménite/magnétite de 5:1 (Peterson 1996). Une phase marginale du stock Goatcanyon-Halifax Creek est une méla-diorite ou hornblendite équigranulaire contenant des xénolites du stock Goatcanyon-Halifax Creek. D'après le géobaromètre à hornblende de Hollister et al. (1987), Peterson (1996) a estimé des pressions de mise en place de 6,3 et 4,3 kb, respectivement, pour les deux plutons. Les deux stocks ne sont pas déformés et postdatent donc la formation de skarn et la minéralisation associées à l'événement de cisaillement principal. De plus, le stock Goatcanyon-Halifax Creek tronque la tendance de la minéralisation dans les travaux souterrains (Peterson 1996).

Deux épisodes de plissement ont été documentés dans la région de Tillicum (Ray et al. 1985 Peterson 1996). Le premier épisode consiste en des plis isoclinaux orientés vers le sud-ouest et le développement d'une schistosité plane axiale proéminente (Peterson 1996). Dans un second épisode, cette schistosité s'est ensuite repliée autour d'un synforme plongeant sud-ouest, accompagné d'un cisaillement. La formation et la minéralisation de skarn peuvent être placées dans ce cadre structurel, car les minéraux calcosilicatés envahissent et coupent le tissu métamorphique D 1 dans le district. En détail, l'or natif, le bismuth natif et la bismuthinite se trouvent dans des fractures du grenat, l'or se trouve le long des plans de clivage dans le pyroxène, et le sulfure massif remplace localement le skarn calco-silicaté. De plus, les minéraux de skarn et les veines minéralisées sont localement cisaillés et plissés par D 2 . Ainsi, la formation et la minéralisation du skarn sont postérieures à D 1 et à peu près synchrones avec D 2 . À l'échelle locale, Peterson (1996) a suggéré que la déformation était concentrée le long des marges des coulées et des seuils métavolcaniques qui se comportaient comme des blocs compétents au sein d'une matrice métasédimentaire plus faible et que les fluides hydrothermaux/métamorphiques étaient concentrés le long de ces contacts.

Tous les grenats associés à la minéralisation sont subcalciques. Une petite unité calcaire dans la région du versant nord près de l'intrusion Goatcanyon-Halifax Creek contient des grenats à grandite, mais cette occurrence n'est pas minéralisée. Les grenats métamorphiques et les grenats skarn liés à la minéralisation ont des compositions similaires mais distinctes. Des grenats métamorphiques sont présents dans les schistes et les gneiss rubanés dans le cadre de la déformation pénétrative D 1. Ils sont plus subcalciques que les grenats skarn, contenant aussi peu que 6 % en moles de grandite, contrairement à un maximum de 64 % en moles de grandite dans les grenats skarn. De plus, ils contiennent en moyenne deux fois plus de pyrope (jusqu'à 22 moles %) et deux fois moins de spessartine (aussi peu que 15 moles %) que les grenats skarn (aussi peu que 1 mole % de pyrope et jusqu'à 61 moles % de spessartine ). Le pyroxène et l'amphibole sont tous deux les variétés calciques typiques qui se produisent dans les dépôts de skarn "normaux" dans un environnement métamorphique non régional. Le pyroxène est diopsidique (Hd 4-42 ) et l'amphibole appartient principalement à la série trémolite-actinolite (Peterson 1996).

En utilisant le géothermomètre à grenat-biotite de Ferry & Spear (1978), Peterson (1996) a calculé une température de 523-568°C pour la formation de grenat skarn, en supposant une pression de 6 kb (600 MPa) telle que déterminée pour la mise en place ultérieure du stock Goatcanyon-Halifax Creek. Cette plage de températures est cohérente avec les températures de piégeage des inclusions fluides (500-550 °C) déterminées à partir du grenat et du quartz associés à la minéralisation, en utilisant une correction de pression basée sur la pression susmentionnée de 6 kb (600 MPa). Aucun minéral de filiation n'a été observé dans les inclusions fluides et les inclusions fluides dans le quartz ont donné des salinités de 0,7 à 3,8 éq. poids % NaCl (Peterson 1996).

L'autre type d'altération majeur dans la région de Tillicum est le hornfels à biotite, qui affecte tous les types de roches du district, à l'exception du Goatcanyon-Halifax Creek et des intrusions de méla-diorite. Selon le protolithe altéré, les cornéennes à biotite peuvent avoir des textures diverses, mais contiennent toujours de la biotite, du quartz et du feldspath K et sont généralement non foliées. Les protolithes plus felsiques ont tendance à avoir plus de feldspath K et plus de protolithes mafiques, plus de biotite. Une partie de l'altération en biotite des roches métavolcaniques, comme les coulées et les filons-couches de porphyre de diorite, est à grains relativement grossiers avec de la biotite jusqu'à plusieurs mm. Ainsi, le terme cornéennes à biotite n'est pas strictement approprié, mais a été retenu comme terme de terrain parce que la biotite est un composant essentiel et que l'altération est généralement à grain fin et granulaire.

Il existe six zones minéralisées à Tillicum : Heino-Money, East Ridge, Silver Queen, North Slope, Grizzly et Arnie Flats. Les réserves à East Ridge sont de 1,4 Mt avec une moyenne de 7,7 g/t Au. Heino-Money est plus petit mais à teneur beaucoup plus élevée, avec 55 000 tonnes en moyenne de 33,4 g/t Au. La minéralisation est spatialement associée à l'altération du skarn et aux zones de cisaillement. Certains des cisaillements sont antérieurs au skarn, car les minéraux calco-silicatés envahissent le tissu de pénétration du métamorphisme antérieur. Dans d'autres cas, les veines de quartz cisaillées avec de l'or visible à gros grains ont des enveloppes de skarn et certains des minéraux calco-silicatés sont faiblement foliés. Ainsi, il apparaît que la région de Tillicum a été structurellement active pendant un temps considérable et que pendant au moins une partie de ce temps, les fluides hydrothermaux formant des skarns étaient actifs pendant le cisaillement. Les veines sont constituées de quartz, de calcite, de pyroxène, d'amphibole, de clinozoisite, de grenat, de feldspath, de titanite, de biotite et de muscovite. Les minéraux sulfurés comprennent la pyrrhotine et la pyrite majeures. Les minéraux mineurs à traces comprennent l'or natif, la marcassite, le bismuth natif, la bismuthinite, l'hedleyite et la joesite-B (Peterson 1996).

En général, la minéralisation dans la région de Tillicum n'est pas riche en sulfures. Une exception est dans la zone Heino-Money où le skarn pyroxène-amphibole-calcite est remplacé par une veine de sulfure massif constituée de pyrrhotite, sphalérite, galène, boulangerite, arsénopyrite, chalcopyrite et freibergite. Le remplacement des sulfures varie de 20 à 95 % de la roche, avec une moyenne de 80 %. Les valeurs de Pb, Zn et Ag vont jusqu'à 7,2 %, 39,5 % et 100 oz/t, respectivement, avec des valeurs d'or de 0,2 à 1,0 oz/t. Des zones de remplacement de sulfures massifs se trouvent également dans la zone East Ridge et bien qu'elles présentent des anomalies géochimiques en Au, Ag, As et métaux de base, elles ne contiennent pas de minerai (Peterson 1996).

La mine à ciel ouvert de Navachab est située à 10 km au sud de Karibib dans la zone centrale sud de l'orogène de Damara (Pirajno & Jacob 1991 Moore et Jacob, 1998).La production est de 1,8 à 1,9 t/a Au à partir d'une réserve de 9,75 Mt à une teneur moyenne de 2,4 g/t Au provenant de zones riches en pyroxène dans le skarn formé dans les roches métasédimentaires de la Formation d'Okawayo du Groupe de Swakop (Noertemann 1997). Au niveau régional, le Groupe de Swakop comprend la Formation de Spes Bona, constituée de schistes, de roches calco-silicatées et de méta-arkoses, la Formation de Karibib, constituée d'un marbre blanc calco-silicaté basal, d'un marbre brun dolomitique et d'un mur suspendu gris graphitique marbre, la Formation d'Okawayo constituée de marbres calco-silicatés et la Formation d'Oberwasser, constituée d'unités silicoclastiques (Steven 1993). À l'intérieur de la formation d'Okawayo se trouve une roche sombre distinctive, qui dans la mine s'appelle le hornfels marqueur, mais qui, d'un point de vue géochimique, est un lamprophyre camptonitique métamorphisé du Damaran tardif (Noertemann 1997). Cette roche servait de barrière aux fluides et de piège chimique pour les fluides minéralisateurs. Le skarn minéralisé est immédiatement adjacent au métalamprophyre, mais le lamprophyre lui-même est dépourvu d'or (Noertemann 1997).

Puhan (1983) a documenté des conditions P-T métamorphiques allant de 2,6-3,4 kb (260-340 Mpa) et 555°C-645°C dans l'orogène central de Damara. Noertemann (1997) a montré que la zone a été affectée par une combinaison de plissement polyphasé et de cisaillement fragile-ductile de la fin de la tectonique. La déformation D 1 a produit des plis couchés F 1 à vergence Est sur une échelle de plusieurs kilomètres. Par la suite, ce pliage a été surimprimé par un pliage F 2 progressif, comme indiqué par le repliement et les plis intrafoliaux. Après cela, un plissement isoclinal F 3 a conduit à la formation d'un anticlinal D 3 vertical faiblement orienté NW à l'échelle régionale, qui héberge plusieurs gisements d'or dans le centre-sud de l'orogène de Damara, dont Navachab.

Navachab représente un skarn aurifère distal réduit et enrichi en Mn formé dans du marbre rubané à prédominance de calcite avec des couches de schiste à biotite et de silicate de calcium. Le métamorphisme régional de ces roches a produit une croissance préférée du grenat dans les couches pélitiques et du clinopyroxène dans les couches carbonatées. Ces premiers grenats métamorphiques sont de la grandite-pyralspite intermédiaire et les pyroxènes métamorphiques sont de la salite avec seulement de la johansénite mineure. Le skarn, les veines et les surimpressions métasomatiques de ces occurrences métamorphiques en couches, ainsi que le grenat et le pyroxène sont enrichis en manganèse. Cette progression temporelle est clairement visible dans les grenats qui ont un noyau poïkiloblastique métamorphique et une marge plus jeune et sans inclusion. L'amphibole associée est en grande partie de la trémolite-actinolite avec une composante mineure de hastingsite. L'amphibole montre une forte diminution de Mg et une augmentation de Fe 2+ , Mn 2+ et Fe 3+ du marbre au skarn. La présence de graphite dans le skarn en tant que produit de décarbonatisation implique de très faibles fugacités d'oxygène, cohérentes avec l'absence de magnétite et d'hématite (Noertemann 1997).

La minéralisation du minerai se distingue en deux paragenèses principales : la pyrrhotite, la chalcopyrite, l'arsénopyrite, la molybdénite et la sphalérite associées à la formation précoce du skarn et une plus jeune à la pyrrhotite remobilisée, la chalcopyrite, la pyrite, le bismuth natif, la bismuthinite, la maldonite et l'or natif, qui est associée au skarn et à l'altération rétrograde des amphiboles. Noertemann (1997) a estimé les conditions P-T de formation du minerai par géobarométrie et géothermométrie de la sphalérite [2-2,5 kb (200-250 Mpa) et 590 °C] et de l'arsénopyrite (575 ± 15°C). Comme dans d'autres occurrences régionales de skarn métamorphique, ces températures et pressions sont légèrement inférieures aux conditions de pointe déterminées par Puhan (1983).

Lupin, Territoires du Nord-Ouest, Canada

Le gisement Lupin est situé à 400 km au NNE de Yellowknife dans la région de Contwoyto Lake-Point Lake de la province archéenne des Esclaves du Bouclier canadien, et représente le plus important (11,8 Mt à une teneur moyenne de 10,0 g/t Au, pour un total de 117 t Au) de plus de 100 occurrences aurifères dans cette région (Bullis et al. 1994). Le gisement Lupin consiste en une série de gisements de remplacement stratifiés développés dans une formation de fer adjacente à des veines de quartz transversales. La formation de fer aux plis complexes est intercalée avec des grauwackes et des turbidites archéennes de la Formation de Contwoyto. Le gisement se trouve dans la large auréole métamorphique d'un grand pluton de granodiorite-granite, le batholite de Contwoyto, à une distance d'environ 1,5 km au sud du contact. Dans la zone de la mine, la formation de fer non minéralisé se compose de quartz mésobande et de grunérite et est métamorphisée au faciès supérieur des schistes verts (Lhotka 1988). L'isograde de cordiérite, marquant la position du métamorphisme au faciès des amphibolites, passe à environ 400 m au nord de la mine en surface, mais coupe les chantiers de la mine à une profondeur de 550 m (Lhotka & Nesbitt 1989). Les paires grenat-biotite de la mine Lupin indiquent une température de 600°C à 3 kb (300 MPa), légèrement supérieure aux 575°C déterminées à partir des assemblages minéraux de cordiérite (Lhotka 1988).

La région a été affectée par au moins trois événements de déformation (King et al. 1988 Relf 1989). Le premier s'est développé avant le pic du métamorphisme régional et consiste en des plis isoclinaux serrés dans lesquels le clivage plan axial S 1 est défini par l'alignement de la biotite et de la muscovite. La deuxième phase de déformation s'est développée pendant les conditions métamorphiques maximales et les plis F 2 sont serrés à isoclinaux avec des plongées abruptes et des plans axiaux presque verticaux. Le pliage F 3 a créé des crénelures aux plis antérieurs. On pense que le batholite de Contwoyto s'est introduit au cours de D 3 . Les veines de quartz sont abondantes dans la mine et semblent être localisées dans les charnières de plis et peuvent être liées à la faille Lupin, qui délimite les gisements au sud-ouest (Lhotka 1988). Bien qu'elles ne contiennent pas de minerai, les veines de quartz contiennent localement de l'or natif, de la pyrrhotite, de l'arsénopyrite et de la scheelite (Lhotka 1988).

L'hôte principal du minerai à Lupin est une formation de fer qui a été métamorphisée en un assemblage de grunerite-quartz-magnétite, puis rétrogradée/sulfurée pour inclure la hornblende, l'ilménite et la pyrrhotite. Dans les formations de fer riches en sulfures, en particulier près des filons de quartz, presque toute la grunérite est remplacée par de la hornblende, et de l'arsénopyrite, de la loellingite et de la pyrite sont présentes en plus de la pyrrhotite. Dans les zones d'altération/sulfuration très intenses, le grenat calcique, le pyroxène et l'actinolite sont également présents (Lhotka 1988). Localement, le grenat amphibolite se présente sous forme de lentilles à l'intérieur ou le long des marges de la formation de fer. L'amphibolite grenat se compose de grenat almandin-grunerite-chlorite et contient du pyroxène hédenbergitique près des contacts avec la formation de fer (Bullis et al. 1994). L'altération rétrograde de ces roches, encore associée à des filons de quartz, comprend de l'épidote et de l'actinote en plus de la hornblende.

Lupin contient une minéralisation aurifère associée à une altération en silicate de calcium semblable à de nombreux skarns aurifères du Phanérozoïque. Contrairement à certains des skarns aurifères du Phanérozoïque associés au métamorphisme régional où les protolithes contiennent généralement au moins un peu de calcium pour former du grenat calcique et du pyroxène, l'hôte de la formation de fer à Lupin est très pauvre en calcium et Lhotka (1988) a déterminé que le Ca a été introduit par voie métasomatique. par les fluides hydrothermaux. La source du calcium et la source ultime des fluides hydrothermaux ne sont pas connues. Cependant, des dykes intrusifs de composition felsique à intermédiaire, communs dans de nombreux gisements de skarn du Phanérozoïque, sont exposés aux niveaux inférieurs de la mine. La pétrologie de ces dykes et leur relation avec les gisements de skarn aurifère ne sont pas connues (Lhotka & Nesbitt 1989).

Nevoria, Australie occidentale

Les gisements de Nevoria, Marvel Loch, Big Bell et d'autres gisements de skarn aurifères en Australie occidentale sont situés dans la partie centrale et centrale du craton archéen Yilgarn (Mueller 1997). Les skarns sont encaissés dans des roches volcaniques ultramafiques à mafiques ou dans une formation ferrifère rubanée de la Southern Cross Belt, un étroit terrane de roches vertes de schiste vert à teneur en amphibolite. Ils sont contrôlés par des zones de cisaillement ductiles orientées NW et se produisent dans la large auréole métamorphique de contact du Ghooli Dome, un batholite composite de granodiorite-granite situé au sud-ouest d'une zone de cisaillement transcurrente majeure de plus de 300 km de longueur. Les estimations de pression et de température pour le métamorphisme maximal [4 ± 1 kb (400 Mpa) et 570-610°C], suggèrent que la surface d'érosion actuelle dans la région de Southern Cross et les gisements d'or qu'elle expose étaient à une profondeur de 10 à 15 km pendant le métamorphisme de contact et la formation subséquente du skarn (Mueller 1997).

La région a été touchée par de multiples épisodes de déformation. La répétition symétrique des unités des deux côtés du Ghooli Dome suggère un pli régional précoce avec des branches fortement inclinées (70-80 & 176S). Ce pli est ensuite replié par le deuxième épisode de déformation ductile avec des plans axiaux d'orientation nord-sud et des linéations qui plongent 70-80°E. Les deux générations de plis sont recoupées par des failles cassantes-ductiles qui s'orientent vers N10-25°E et pendent des stries de failles 55-65°E plongeant de 10-35°S. Ces failles coupent l'altération du skarn (Mueller 1997).

Le skarn aurifère de Nevoria représente un analogue plus petit (0,4 Mt sous terre, avec une moyenne de 6,3 g/t Au et 3,15 Mt Au, avec une moyenne de 2,7 g/t Au) du gisement Lupin au Canada (Mueller 1997). Le gisement Nevoria est encaissé dans une formation de fer rubanée de silicate dans des roches vertes au faciès des amphibolites recouvrant le batholite de Ghooli Dome. Des trous de forage profonds ont recoupé de la pegmatite massive et du granite à biotite du Ghooli Dome à une profondeur verticale de 250 m sous les fosses à ciel ouvert de Nevoria, et des dykes de pegmatite post-minéralisation ont recoupé les gisements aux niveaux supérieurs de la mine (Mueller 1988). Les gisements se trouvent dans trois horizons à fort pendage de formation de fer grunerite-quartz, interstratifiés avec des amphibolites ultramafiques à mafiques à grain fin. Le skarn est présent à la fois dans la formation de fer et dans les roches volcaniques ultramafiques à mafiques, mais la minéralisation aurifère est généralement de qualité sous-économique dans ces dernières (Mueller 1990). Même dans la formation de fer, la répartition de l'or n'est pas homogène car les skarns à haute teneur sont localisés près des contacts avec les roches métavolcaniques. Les portions centrales des formations de fer sont moins altérées et peu minéralisées.

Les gisements de skarn à Nevoria se présentent comme des remplacements stratiformes de la formation de fer grunerite-quartz adjacente à des veines de quartz à pendage plat. Les principaux minéraux d'altération prograde sont de l'hédenbergite à grain grossier, localement intercalée avec de la calcite mineure et de la scheelite rare, et de la ferro-actinolite ou de la ferro-hornblende à grain moyen. Le grenat almandin mineur avec la ferrohornblende, la biotite, l'ilménite et la tourmaline se trouvent dans des bandes parallèles à la mésobande de la formation de fer et aux marges des veines de quartz transversales. Des veines de grenat de grandite, de pyroxène et de hornblende actinolitique sont présentes dans les amphibolites tholéitiques et komatiitiques, mais pas dans la formation de fer. Les minéraux d'altération rétrograde comprennent la chlorite riche en Fe, la muscovite et le stilpnomélane. Les minéraux de la gangue sont intimement imbriqués avec de la pyrrhotite disséminée à massive, et une quantité mineure de chalcopyrite, de loellingite, d'arsénopyrite, de pyrite et de scheelite. L'or se présente sous forme native, soit enfermé dans de la pyrrhotite ou dans des silicates de skarn ( p. ) et la maldonite (Au 2 Bi), qui s'est localement dissoute en bismuth natif et en or natif (Mueller 1997).

Skarn est également présent dans les amphibolites ultramafiques à mafiques intercalées avec les horizons de formation de fer, mais sa teneur est sous-économique. Les caractéristiques d'altération les plus importantes dans les amphibolites les plus massives sont des veines de remplacement zonées de grenat-pyroxène avec des limites très irrégulières (Mueller 1988). Les veines sont constituées d'un noyau de grenat grossulaire et de marges externes de diopside. Des plagioclases mineurs, du microcline et de la scheelite sont associés à la fois au grenat et au pyroxène. Le pic de température du fluide lors de la formation des veines de skarn zonées dans les roches volcaniques ultramafiques à mafiques, est contraint par la réaction clinozoisite + quartz + calcite = grossulaire à des valeurs de 550-580°C, en supposant une pression de 4 kb (400 MPa ) et une faible fraction molaire de CO 2 (0,03-0,05) dans le fluide. Les minéraux rétrogrades dans les veines comprennent l'assemblage clinozoisite + calcite + quartz, remplissant des fissures dans le grenat grossulaire, et des agrégats de muscovite et de préhnite remplaçant le feldspath. Les sulfures disséminés sont rares et se composent principalement de pyrite et de chalcopyrite (Mueller 1990).

La différence entre le skarn encaissé dans la formation de fer et dans l'amphibolite va au-delà de la minéralogie. Mueller (1997) a postulé que la formation de fer et l'amphibolite ont des propriétés physiques contrastées et que, pendant le plissement D 1, les contacts entre ces deux types de roches ont permis la majeure partie du glissement différentiel. Ces contacts étaient alors le lieu d'altération et de minéralisation préférentielles.

En conclusion, les skarns aurifères sont présents dans le monde entier et dans divers contextes géologiques. Ces gisements partagent de nombreuses caractéristiques communes telles que des cornéennes à biotite, une altération en grenat-pyroxène, des protolithes riches en clastiques et/ou volcanoclastiques et une signature géochimique Au-As-Bi-Te, mais présentent également des différences significatives, en particulier entre les quatre principales subdivisions. décrits dans cette revue : 1) skarns Au réduit, 2) skarns Au oxydés, 3) skarns Au magnésiens et 4) skarns Au métamorphiques. Les skarns à Au réduits et oxydés sont liés à des plutons phanérozoïques peu profonds. La plupart des estimations de profondeur pour ces systèmes sont < 5 km, largement similaires à l'environnement général des gisements de type porphyre. Les plutons associés aux skarns aurifères réduits ont tendance à être des diorites et granodiorites mafiques contenant de l'ilménite, tandis que les plutons associés aux skarns aurifères oxydés ont tendance à être plus siliciques et contenant de la magnétite (Meinert 1995 Ray et al. 1995). En revanche, les skarns Au magnésiens et métamorphiques ne sont pas nécessairement présents avec les roches ignées associées et leur âge varie de l'Archéen au Phanérozoïque. La formation de skarn dans ces systèmes semble dépendre davantage de la composition particulière de la roche hôte et des conditions P-T relativement élevées que de la pétrochimie des plutons associés. Pourtant, même avec ces différences fondamentales, la plupart des gisements présentent encore des cornéennes à biotite, une altération grenat-pyroxène et une signature géochimique Au-As-Bi-Te. Ainsi, il semble que des processus géochimiques fondamentalement similaires puissent se produire dans ce qui semble être des environnements géologiques relativement disparates. Une conclusion similaire a été tirée pour d'autres environnements géologiques, tels que les gisements géothermiques (Bird et al. 1984) et VMS (Galley & Ames 1998), dont certains présentent également une altération en skarn.

L'altération en biotite±Kfeldspath (potassique) qui entoure la plupart des skarns aurifères est l'une des caractéristiques de ce type de gisement. Dans la plupart des cas, l'altération en biotite±Kfeldspath se forme dans des roches encaissantes clastiques à grains relativement fins, ce qui donne une texture cornéenne. Cependant, dans les roches à grains plus grossiers, en particulier les roches ignées, l'altération en biotite±Kfeldspath peut être relativement grossière, comme cela a été décrit à Hedley dans la classe des skarns réduits (Ettlinger et al. 1992 Ray et al. 1996b) et Tillicum dans la classe métamorphique classe skarn (Peterson 1996). A l'échelle d'un spécimen de main, l'altération biotite±Kfeldspath est clairement métasomatique à la fois dans le sens de l'infiltration de fluide via les fractures et dans le sens du transfert de masse, par ex. , K est ajouté à la roche. Cependant, à plus grande échelle du gisement, une grande partie de l'altération en biotite et en feldspath semble être davantage un cas de redistribution in situ au cours de réactions minérales progressives, comme documenté à Beal (Wilkie 1996). Dans la plupart des cas, les roches sédimentaires clastiques d'origine contiennent une abondante matière argileuse et arkosique riche en K qui a été remplacée par du pyroxène puis du grenat dans les zones d'altération internes ou plus intenses. Le grenat et le pyroxène ne contenant pas de K, le K présent à l'origine dans les roches encaissantes est libéré lors de la formation du skarn et peut être incorporé dans l'altération distale en biotite±Kfeldspath. Contrairement à d'autres éléments tels que Fe et Au, qui sont manifestement ajoutés à l'assemblage d'altération à partir de fluides hydrothermaux d'origine magmatique ( p. la stratigraphie de l'hôte. Cette conclusion est étayée par le fait que les skarns développés dans du calcaire relativement pur ne développent généralement pas de cornéennes à biotite ou d'autres altérations riches en K.

Si les cornéennes à biotite±Kfeldspath sont considérées comme la zone d'altération distale des skarns aurifères, alors la partie proximale est constituée de grenat et de pyroxène à grains relativement grossiers. Comme documenté pour de nombreux gisements, cette zone de skarn proximale est zonée à l'intérieur d'une dominante grenat près du pluton ou de la voie fluide à une dominante pyroxène loin de la voie pluton ou fluide (Meinert 1997). La proportion relative de grenat et de pyroxène est une fonction complexe de la composition des protolithes, de l'activité des composants du fluide hydrothermal et de l'état d'oxydation global, influencé par les sources magmatiques, la composition des parois rocheuses et les réactions minérales ( p. ex. Newberry 1991). D'une manière générale, cela correspond à la classification fondamentale d'un skarn donné comme réduit versus oxydé. L'état d'oxydation d'un système de skarn se reflète à la fois dans les proportions relatives de grenat et de pyroxène et dans la composition des phases minérales individuelles.

Les assemblages de skarn les plus réduits manquent de fer ferrique et contiennent des quantités importantes de fer ferreux à la fois dans le grenat et le pyroxène. Généralement, de telles compositions ne se produisent que dans les skarns, tels que Lupin, Navachab et Nevoria, formés à partir de roches riches en fer à grande profondeur dans des terrains métamorphiques régionaux. Les pressions dans ces gisements ont été estimées à 2-6 kb (200-600 MPa), contrairement à < 0,5 kb (50 MPa) dans les skarns moins réduits associés aux intrusions hypabyssales. Les skarns W fournissent un lien entre ces deux groupes en ce sens que certains des skarns W plus profonds avec des parois rocheuses graphitiques particulièrement réduites ont du pyroxène hédenbergitique et des grenats subcalciques riches en Fe (Newberry 1983). Bien que les grenats du skarn W ne contiennent pas autant de composant almandin que les grenats des skarns Au métamorphiques, le composant almandin subcalcique peut être considéré comme une mesure indirecte des états d'oxydation très bas. Le prochain assemblage minéral le plus réduit manque de fer ferrique significatif dans le grenat, a des quantités importantes de fer ferreux dans le pyroxène, mais manque de fer ferreux dans le grenat. Les skarns Au avec un tel pyroxène hédenbergitique et un grenat de grandite intermédiaire comprennent Crown Jewel, Elkhorn, Fortitude, Hedley et Junction Reefs. L'assemblage minéral le moins réduit est caractérisé par des quantités importantes de grenat andraditique et de pyroxène diopsique à salitique. Cet assemblage est caractéristique de tous les skarns de la catégorie des skarns Au oxydés.

Bien que la plupart des minéralisations de sulfures se produisent à des températures plus basses après l'étape principale de formation de grenat et de pyroxène, l'association minérale de silicate, d'oxyde et de sulfure d'une roche de skarn donnée a tendance à refléter l'état global d'oxydation et de sulfuration du système hydrothermal. Ceci peut être représenté pour les gisements de skarn d'Au en considérant les équilibres minéraux de silicate, d'oxyde et de sulfure pertinents. Les skarns d'or oxydé contiennent généralement du grenat andraditique, du pyroxène diopsique, de la trémolite-actinolite, de la pyrite et de l'hématite. Les skarns à Au réduit contiennent généralement du grenat à grandite intermédiaire, du pyroxène hédenbergitique, de l'actinote-ferro-actinote, de la pyrrhotite et de la magnétite. Les skarns au métamorphiques contiennent généralement du grenat subcalcique avec une quantité importante d'almandine-spessartine, de pyroxène hédenbergitique, de grunerite-ferro-actiolite, de pyrrhotite et de graphite.

La catégorie des skarns à Au métamorphique fournit un lien important avec les gisements d'or, généralement décrits comme des gisements d'or de filon orogénique ou mésothermique, qui sont associés à des zones de cisaillement dans des environnements crustaux profonds ( p. ex. Mueller & Groves 1991 McCuaig & Kerrich 1994). Ces gisements sont caractérisés par une altération des parois rocheuses en séricite-carbonate-albite et manquent de minéraux calco-silicatés. Même là où les protolithes sont particulièrement riches en fer, comme la formation de fer, les minéraux calco-silicatés font défaut (par exemple, Williams 1997). Les skarns au métamorphiques se forment dans le même environnement géologique général et dans des conditions P-T similaires. Ils diffèrent principalement par la composition de la phase fluide et le métasomatisme qui en résulte qui stabilise les minéraux calco-silicatés. Mueller & Groves (1991) ont suggéré que le métasomatisme formant le skarn dans les zones de cisaillement est limité aux occurrences plus profondes et à température plus élevée. D'autres chercheurs ont attribué cette signature métasomatique à une pétrogenèse ignée particulière ( p.

La signature géochimique Au-As-Bi-Te des skarns Au peut également être liée aux variations géochimiques impliquant la température, f (O 2 ) et f (S 2 ). Par exemple, il existe deux principaux minéraux As dans les skarns aurifères, l'arsénopyrite et la loellingite. L'assemblage loellingite-pyrrhotite n'est stable qu'à une combinaison de température relativement élevée et d'état de sulfuration relativement faible. De telles conditions sont typiques des skarns aurifères métamorphiques très réduits et la loellingite-pyrrhotite est signalée dans tous ces gisements. Dans de nombreux gisements, tels que Navachab (Noertemann 1997), la loellingite est décrite comme bordée ou partiellement remplacée par de l'arsénopyrite, en particulier lorsqu'elle est associée à une altération rétrograde des minéraux silicatés associés. Ceci est cohérent avec le refroidissement isobare dans des conditions f (O 2 ) et f (S 2 ) faibles. Dans les skarns à Au réduit associés aux intrusions hyabyssales du Phanérozoïque, la loellingite est moins commune que l'arsénopyrite dans tous les gisements et est absente de certains. L'arsénopyrite dans ces gisements se produit généralement avec la pyrrhotite et est généralement signalée comme étant relativement tardive dans la paragenèse, par ex. , à température relativement basse par rapport au grenat primitif et au pyroxène. Dans les skarns à Au oxydé, la loellingite est absente et l'arsénopyrite n'est pas abondante, se produisant généralement avec de la pyrite et sous forme de veines transversales tardives, indiquant des états de sulfuration relativement élevés et/ou des températures basses.

L'une des anomalies apparentes de la minéralogie Au skarn est la présence omniprésente de minéraux Bi, Bi-Au et Bi-Te avec des points de fusion très bas, dans la plupart des cas bien inférieurs à la température de formation du silicate, de l'oxyde et du sulfure associés. minéraux. Par exemple, la maldonite (Au 2 Bi) se mélange en Au natif et en Bi natif à une température de 113°C (Barton & Skinner 1979). La plupart des minéraux Bi, Bi-Au et Bi-Te dans les skarns Au étaient probablement des solutions solides de composition intermédiaire à la température de formation initiale du skarn et leur minéralogie actuelle représente une longue histoire de démixtion et de remobilisation. En particulier dans les environnements métamorphiques, on peut prédire que ces éléments auront une histoire longue et variée au cours d'événements thermiques, hydrothermaux et structuraux prolongés.

Contrairement à de nombreux autres types de gisements d'or, tels que la classe épithermale dans laquelle le transport de l'or sous forme de complexes de bisulfure à des températures < 300°C et les effets mécaniques/chimiques de l'ébullition sont des caractéristiques critiques, les skarns Au contiennent de nombreuses preuves -transport en température de l'Au dans les fluides salins à hypersalins. Aux températures élevées documentées pour de nombreux gisements de skarn (350-650°C), Au pourrait être transporté en concentrations élevées sous forme de complexes de chlorure (Gammons & Williams-Jones 1995, 1997), alors qu'à des températures inférieures à 300°C, un complexe de thiosulfure [ Au(HS) 2 - ] est plus probable (Hayashi & Ohmoto 1991). L'une des objections au transport de chlorure d'Au même dans des gisements d'Au mésothermes à température relativement élevée est le manque de métaux de base dans ces gisements même si Fe, Cu, Zn, etc. sont très solubles dans les fluides de chlorure à haute température (McCuaig & Kerrich 1994). Cette objection ne tient pas pour la plupart des skarns Au car les métaux de base, en particulier le Fe, sont courants.

Le problème consiste alors davantage à extraire de l'or des solutions de chlorure qu'à le mettre en solution. Pour les skarns Au associés aux plutons, le refroidissement inévitable des fluides hydrothermaux loin du magma et au fur et à mesure que le magma se refroidit, fournit un mécanisme prêt pour le dépôt d'or en raison de la solubilité relativement faible des complexes de chlorure d'Au en dessous de 400°C, et en particulier en dessous de 300°C. #176C. Meinert (1989) a suggéré un transport couplé pour de tels skarns d'Au, le transport du chlorure à haute température et le transport du bisulfure devenant de plus en plus important en dessous d'environ 350°C. En raison des conditions largement isothermes au cours du métamorphisme régional, ce mécanisme est moins probable pour les skarns Au métamorphiques régionaux. Dans ces systèmes, les preuves minéralogiques de la réaction fluide-paroi suggèrent que le dépôt d'Au peut être dû à la sulfuration de roches riches en Fe comme à Lupin (Bullis et al. 1994) ou à des changements de pH dus au métasomatisme K ou à la réaction avec les roches carbonatées. Alternativement, les états d'oxydation et de sulfuration relativement bas de la plupart des gisements de skarn à Au fournissent un indice que la réduction d'un fluide hydrothermal oxydé peut être une cause fondamentale de la précipitation de l'or dans tous ces systèmes.

Selon que l'on est un "lumper" ou un "splitter", les gisements de skarn Au sont soit assez similaires car ils contiennent tous des minéraux calcosilicatés, soit ils sont très différents car ils couvrent une si grande variété de roches hôtes, de relations intrusives , et les détails de la chimie minérale. Ce qui les unit, c'est une minéralogie et une géochimie communes ancrées dans la définition du skarn. Mais ce ne sont pas les minéraux individuels qui fournissent la clé pour comprendre ces gisements fascinants, mais plutôt les processus géologiques et chimiques sous-jacents qui contrôlent les stabilités minérales et déterminent si un système a le potentiel de devenir une mine rentable ou de rester une curiosité minéralogique. Bien que les skarns aurifères du Phanérozoïque relativement jeunes, directement associés aux intrusions peu profondes, soient les plus connus des systèmes décrits dans cette revue, la présence de systèmes de type skarn dans les roches plus anciennes et associés à l'échelle beaucoup plus grande du métamorphisme régional, suggère une nouvelle cible d'opportunité pour l'exploration et la recherche. Tout comme dans le cas où l'exploration sérieuse des systèmes de skarn aurifère a été stimulée par la hausse spectaculaire du prix de l'or au cours des années 1980, le réexamen d'anciens terrains métamorphiques familiers avec un œil neuf, un nouvel « œil de skarn », peut donner de nouvelles découvertes importantes et encore une nouvelle ruée vers l'or pour le siècle prochain.

Les auréoles métamorphiques à haute température communes dans l'environnement du skarn de tungstène contiennent d'abondants hornfels calco-silicatés, des skarns réactionnels et des skarnoïdes formés à partir de séquences mixtes carbonate-pélite. De tels minéraux calco-silicatés métamorphiques reflètent la composition et la texture du protolithe et peuvent être distingués du skarn métasomatique de qualité minérale sur le terrain et en laboratoire.

Newberry et Einaudi (1981) ont divisé les skarns en tungstène en deux groupes : les types réduits et oxydés, en fonction de la composition de la roche hôte (carbonée contre hématite), de la minéralogie du skarn (ferreux contre fer ferrique) et de la profondeur relative (température métamorphique et implication des eaux souterraines oxygénées) . Les assemblages de skarns précoces dans les skarns de tungstène réduits sont dominés par le pyroxène hédenbergitique et le grenat à petite grandite avec de la scheelite disséminée à grains fins et riche en molybdène (powellite). Les grenats ultérieurs sont subcalciques (Newberry, 1983) avec des quantités importantes (jusqu'à 80 % en moles) de spessartine et d'almandine. Ce grenat subcalcique est associé à la lixiviation de la scheelite disséminée précoce et à la redéposition sous forme de scheelite à faible teneur en molybdène, à grains grossiers, souvent contrôlée par des filons. Il est également associé à l'introduction de sulfures, tels que la pyrrhotite, la molybdénite, la chalcopyrite, la sphalérite et l'arsénopyrite, et de minéraux hydratés tels que la biotite, la hornblende et l'épidote.

Dans les skarns en tungstène oxydé, le grenat andraditique est plus abondant que le pyroxène, la scheelite est pauvre en molybdène et les phases ferriques sont plus courantes que les phases ferreuses. Par exemple, au gisement Springer au Nevada, le grenat est abondant et a des bords andraditiques, le pyroxène est diopsidique (Hd0-40), l'épidote est le minéral hydrique dominant, la pyrite est plus commune que la pyrrhotite et le grenat subcalcique est rare ou absent (Johnson et Keith, 1991). En général, les skarns en tungstène oxydé ont tendance à être plus petits que les skarns en tungstène réduit, bien que les teneurs les plus élevées dans les deux systèmes soient généralement associées à des minéraux hydratés et à une altération rétrograde.

L'altération endoskarnienne des plutons minéralisés est rare. En revanche, les stocks stériles associés aux skarns cuivrés contiennent de l'endoskarn abondant en épidote-actinote-chlorite et une altération rétrograde moins intense du skarn. Certains gisements de cuivre contiennent des minerais d'actinolite-chalcopyrite-pyrite-magnétite à grains grossiers, mais ne contiennent que des skarns à grenat-pyroxène prograde épars (par exemple, gisements de Monterrosas et de Ral-Condestable, Pérou : Ripley et Ohmoto, 1977 Sidder, 1984 Vidal et al., 1990 Record mine, Oregon, Caffrey, 1982 Cerro de Mercado, Mexique, Lyon, 1988). Ces gisements font le lien entre certains skarns de cuivre et de fer et des gisements à affinités volcanogènes et orthomagmatiques.

Les skarns de zinc peuvent être subdivisés selon plusieurs critères, notamment la distance par rapport à la source magmatique, la température de formation, la proportion relative de skarn et de minéraux sulfurés et la forme géométrique du corps minéralisé. Aucun de ces critères n'est entièrement satisfaisant parce qu'une source magmatique ne peut pas être identifiée pour certains gisements, parce que la plupart des skarns se développent sur une gamme de températures, et parce que la plupart des grands gisements de skarn contiennent à la fois des minerais riches en skarn et des minerais pauvres en skarn dans une variété de géométries. décors comprenant des mantos et des cheminées (par exemple Megaw, 1998). Megaw et al. (1988) soulignent l'importance du fait que de nombreux districts de skarn à zinc « s'échelonnent vers l'extérieur de la minéralisation associée à l'intrusion aux minerais sans intrusion, ce qui suggère que les districts dépourvus de relations intrusives connues peuvent ne pas avoir été tracés jusqu'à leurs extrémités ». De même, la plupart des districts de skarn à zinc vont de la minéralisation riche en skarn aux minerais, veines et corps de sulfures massifs pauvres en skarn qui peuvent contenir peu ou pas de minéraux de skarn. Des quartiers incomplets peuvent n'avoir que certaines de ces zones exposées. Mais comme indiqué précédemment, la présence de minéraux de skarn, tels que le grenat et le pyroxène dans le système, est importante car elle indique un environnement géochimique restreint qui est entièrement distinct des types de minerai, tels que les gisements de type Mississippi Valley, qui contiennent également du Zn- Minerais de Pb-Ag mais qui manquent absolument de minéraux de skarn.

Outre leur teneur en métal Zn-Pb-Ag, les skarns à zinc se distinguent des autres types de skarns par leur minéralogie distinctive riche en manganèse et en fer, par leur présence le long des contacts structuraux et lithologiques, et par l'absence d'auréoles métamorphiques significatives centrées sur le skarn. Presque tous les minéraux de skarn dans ces gisements peuvent être enrichis en manganèse, notamment le grenat, le pyroxène, l'olivine, l'ilvaïte, le pyroxénoïde, l'amphibole, la chlorite et la serpentine.

Dans certains gisements, le rapport pyroxène:grenat et la teneur en manganèse du pyroxène augmentent systématiquement le long du trajet d'écoulement du fluide (par exemple, Groundhog, Nouveau-Mexique, Meinert, 1987). Cette caractéristique a été utilisée pour identifier les skarns proximaux et distaux et les zones proximales et distales au sein de dépôts de skarns individuels. Une séquence de zonation typique de proximal à distal est : pluton altéré/endoskarné, grenat, pyroxène, pyroxénoïde et corps de remplacement de sulfure/oxyde (parfois appelés mantos et cheminées en fonction de la géométrie et des coutumes locales). La présence de skarns à zinc dans les parties distales des principaux systèmes magmatiques/hydrothermaux peut rendre même les petits gisements potentiellement utiles comme guides d'exploration dans les districts peu exposés. Ainsi, les rapports d'occurrences minérales riches en manganèse peuvent fournir des indices sur les districts qui n'ont pas encore fait l'objet d'une activité d'exploration importante. Une autre preuve d'altération hydrothermale distale liée aux dépôts de skarn est la présence de fractures capillaires et de stylolites dans les roches sédimentaires au-delà de la limite des minéraux calco-silicatés. Cela a été documenté pour de nombreux gisements de skarns différents (par exemple, Meinert et al., 1997) mais est particulièrement courant dans les skarns de Zn.

La plupart des skarns à molybdène se trouvent dans des roches limoneuses carbonatées ou clastiques calcaires. Cannivan Gulch, Montana (Darling, 1990) est une exception notable en ce sens qu'il se trouve dans la dolomie. Le pyroxène hédenbergitique est le minéral de silicate calcique le plus couramment signalé dans les skarns à molybdène avec un grenat à grandite moindre (avec une composante mineure de pyralspite), de la wollastonite, de l'amphibole et de la fluorine. Cette minéralogie de skarn indique un environnement réducteur avec des activités fluorées élevées. Ces gisements n'ont pas fait l'objet d'études significatives en dehors de l'Union soviétique et il n'y a pas eu d'examen moderne depuis le bref résumé d'Einaudi et al. (1981).

De nombreux grands systèmes de skarn en étain sont zonés spatialement de riche en skarn à pauvre en skarn (ou absent). Par exemple, dans la région de Renison Bell en Tasmanie, en Australie, il existe un seul grand système magmatique/hydrothermal zoné d'un skarn d'étain calcique proximal avec de la cassitérite mineure disséminée dans une gangue de grenat-pyroxène pauvre en sulfure jusqu'à un corps de remplacement de sulfure massif magnésien distal contenant cassitérite abondante et absence totale de minéraux calco-silicatés. Le corps minéralisé distal de sulfure massif (Renison Bell) est un gisement important et le corps skarn proximal (Pine Hill) n'a pas été et ne sera probablement jamais exploité.

Einaudi et al. (1981) ont souligné qu'il existe un fil conducteur reliant les différents types de gisements de skarn d'étain et c'est la suite caractéristique d'éléments traces (Sn, F, B, Be, Li, W, Mo et Rb) dans le minerai et dans roches ignées associées. Cette suite distingue les skarns en étain de tous les autres types de skarns. Kwak (1987) fait une autre distinction en ce que de nombreux gisements de skarn d'étain développent un stade d'altération en greisen qui se superpose à l'intrusion, au skarn précoce et au carbonate non altéré. L'altération Greisen est caractérisée par des activités fluorées élevées et la présence de minéraux comme la fluorite, la topaze, la tourmaline, la muscovite, la grunerite, l'ilménite et le quartz abondant. Dans de nombreux cas, cette altération au stade greisen détruit complètement les stades d'altération antérieurs. D'une importance particulière, l'altération de style greisen est absente de tous les autres types de skarn.

Plusieurs caractéristiques minéralogiques des skarns en étain doivent être soulignées. D'un point de vue minier, le plus important est que l'étain peut être incorporé dans des minéraux de silicate, tels que le grenat, le sphène et l'idocrase, où il est économiquement irrécupérable. Dobson (1982) rapporte du grenat contenant jusqu'à 6 % de Sn dans le skarn à Lost River, en Alaska. Ainsi, de grands gisements tels que Moina en Tasmanie (Kwak et Askins, 1981) peuvent contenir des quantités substantielles d'étain qui ne peuvent être récupérées avec la technologie actuelle ou prévisible. Une altération rétrograde ou greisen étendue des premiers minéraux de skarn contenant de l'étain peut libérer cet étain et le faire précipiter dans le minerai d'oxyde ou de sulfure. Ainsi, les stades d'altération destructeurs du skarn sont particulièrement importants dans les gisements de skarn d'étain. Comme l'a noté Kwak (1987), les corps minéralisés les plus attrayants se trouvent dans les parties distales des grands districts de skarn où des remplacements massifs de sulfure ou d'oxyde se produisent sans perte significative d'étain dans les minéraux calco-silicatés comme le grenat.

Autres types de skarn

Certains skarns contiennent des concentrations économiques de terres rares et d'uranium (Kwak et Abeysinghe, 1987 Lentz, 1991, 1998). Le gisement de skarn Mary Kathleen dans le Queensland, en Australie, est inhabituel en ce que les terres rares et les minéraux de filiation d'uranium dans les inclusions fluides suggèrent que ces éléments peuvent être fortement concentrés dans les fluides hydrothermaux à haute température (Kwak et Abeysinghe, 1987). Cela suggère que d'autres environnements métasomatiques devraient être examinés pour les concentrations possibles d'ETR et d'uranium.

La présence d'éléments du groupe du platine est signalée dans certains skarns (par exemple, Knopf, 1942 Korobeynikov et al., 1998). Ces gisements n'ont pas été bien documentés dans la littérature et la plupart semblent représenter un métasomatisme des roches ultramafiques (p. ex. Yu, 1985). Il est difficile d'évaluer l'abondance des PGE dans différents types de skarn car les PGE n'ont pas été analysés en routine jusqu'à récemment. Des considérations géochimiques suggèrent que les PGE pourraient être transportés dans des conditions très acides et oxydées (Wood, 1989). Dans l'environnement des skarns, de telles conditions pourraient être atteintes au stade d'altération en greisen des skarns en étain. Cela pourrait être une direction pour de futures recherches et explorations.

Zonage des dépôts de skarn

Les études sur les inclusions fluides de nombreux types de gisements de minerai se concentrent sur des minéraux tels que le quartz, le carbonate et la fluorine qui contiennent de nombreuses inclusions fluides, sont relativement transparents et stables sur une large plage T-P-X. Cependant, cette large plage T-P-X peut poser des problèmes d'interprétation des données d'inclusion de fluide, car ces minéraux peuvent croître et continuer à piéger les fluides des premiers événements à haute température jusqu'aux derniers événements à basse température (Roedder, 1984). En revanche, les minéraux de skarn à haute température tels que la forstérite, le diopside, etc. sont peu susceptibles de piéger des fluides à basse température ultérieurs (au-delà de la plage de stabilité du minéral hôte) sans preuve visible d'altération. Ainsi, les inclusions fluides dans les minéraux du skarn offrent une opportunité relativement sans ambiguïté de mesurer la température, la pression et la composition des fluides formant le skarn.

Une grande partie de la littérature sur les inclusions fluides de skarn avant le milieu des années 1980 a été résumée par Kwak (1986), en particulier des études sur les gisements de skarn Sn et W.De telles études ont été très utiles pour documenter les températures élevées (>700¡C) et les salinités élevées (>50% en poids d'équivalent NaCl et de multiples minéraux de filiation) qui se produisent dans de nombreux skarns. Tous les types de skarn résumés dans Meinert (1992) ont des températures d'homogénéisation des inclusions fluides allant jusqu'à et dépassant 700°C, à l'exception des skarns de cuivre et de zinc, des gisements dans lesquels la plupart des inclusions fluides se situent entre 300 et 550°C. Ceci est cohérent avec les paramètres géologiques relativement peu profonds et distaux déduits respectivement pour ces deux types de skarn.

Les salinités dans la plupart des inclusions de fluide de skarn sont des minéraux filles hautement documentés dans les minéraux de skarn, notamment NaCl, KCl, CaCl2, FeCl2, CaCO3, CaF2, C, NaAlCO3(OH)2, Fe2O3, Fe3O4, AsFeS, CuFeS2 et ZnS (tableau 2). Haynes et Kesler (1988) décrivent des variations systématiques des rapports NaCl:KCl:CaCl2 dans les inclusions fluides de différents skarns reflétant les différences dans la source de fluide et le degré de mélange des fluides magmatiques, connés et météoriques. En général, les fluides magmatiques ont KCl>CaCl2 alors que les fluides à haute teneur en CaCl2 semblent avoir davantage interagi avec les parois sédimentaires.

Les inclusions fluides peuvent fournir des preuves directes de la teneur en CO2 (à la fois liquide et gazeux), CH4, N2, H2S et autres gaz dans les fluides hydrothermaux. Les études des phases gazeuses et des liquides non miscibles dans les inclusions fluides montrent généralement une dominance du CO2, une variable critique dans la stabilité minérale du skarn. Bien qu'aucune étude comparative n'ait été réalisée, il apparaît que le CH4 est légèrement plus abondant que le CO2 dans les systèmes réduits comme les skarns en tungstène (Fonteilles et al., 1989 Gerstner et al., 1989) alors que le CO2 est plus abondant que le CH4 dans les systèmes plus oxydés comme skarns de cuivre et de zinc (Megaw et al., 1988).

Les études des inclusions fluides dans des phases minérales spécifiques du skarn sont particulièrement utiles pour documenter l'évolution temporelle et spatiale des fluides formant le skarn et comment ces changements sont en corrélation avec les données de composition, expérimentales et thermodynamiques (par exemple, Kwak et Tan, 1981 Meinert, 1987). Les inclusions fluides fournissent également des preuves directes du changement de température et de salinité dans la plupart des systèmes de skarn entre les événements de skarn prograde et rétrograde. Par exemple, la plupart des inclusions fluides de grenat et de pyroxène dans les skarns en fer ont des températures d'homogénéisation de 370->700¡C et 300-690¡C, respectivement, avec des salinités allant jusqu'à 50 wt. % équivalent NaCl, alors que l'épidote rétrograde et les veines de quartz transversales ont des températures d'homogénéisation de 245-250¡C et 100-250¡C, respectivement, avec des salinités inférieures à 25 wt. % équivalent NaCl.

Dans les skarns d'or, les températures d'homogénéisation du grenat prograde et du pyroxène atteignent respectivement 730¡C et 695¡C, avec des salinités allant jusqu'à 33 wt. % équivalent NaCl. En revanche, la scapolite, l'épidote et l'actinolite de ces skarns ont des températures d'homogénéisation de 320-400¡C, 255-320¡C et 320-350¡C, respectivement. Dans les skarns en tungstène, les températures d'homogénéisation du grenat prograde et du pyroxène atteignent respectivement 800¡C et 600¡C, avec des salinités allant jusqu'à 52 wt. % équivalent NaCl. En revanche, l'amphibole et le quartz de ces skarns ont des températures d'homogénéisation de 250-380¡C et 290-380¡C, respectivement avec des salinités de 12-28 et 2,5-10,5 wt. % d'équivalent NaCl (données résumées dans Meinert, 1992).

Les études isotopiques, en particulier les isotopes stables de C, O, H et S, ont été d'une importance critique pour documenter les multiples fluides présents dans la plupart des grands systèmes de skarn (Shimazaki, 1988 Bowman, 1998). L'étude pionnière de Taylor et O'Neill (1977) a démontré l'importance des eaux magmatiques et météoriques dans l'évolution des skarns du mont Osgood. Bowman et al. (1985) ont démontré que dans les skarns W à haute température, même certains des minéraux hydratés tels que la biotite et l'amphibole peuvent se former à des températures relativement élevées à partir d'eau avec une composante magmatique importante (voir aussi Marcke de Lummen, 1988).

Plus précisément, le grenat, le pyroxène et le quartz associé provenant des gisements de skarn résumés dans Meinert (1992) ont tous des valeurs ¶18O comprises entre +4 et +9, compatibles avec la dérivation des eaux magmatiques. En revanche, les valeurs de ¶18O pour la calcite sédimentaire, le quartz et les eaux météoriques dans ces gisements sont nettement différentes. Dans la plupart des cas, il existe une ligne de mélange continue entre les valeurs sédimentaires originales ¶18O et les valeurs calculées ¶18O pour les fluides hydrothermaux magmatiques aux températures de formation du skarn prograde. Un mélange similaire est indiqué par les valeurs ¶13C dans la calcite, allant des valeurs sédimentaires typiques ¶13C dans le calcaire loin du skarn aux valeurs magmatiques typiques dans la calcite interstitielle au grenat prograde et au pyroxène (Brown et al., 1985). Les minéraux hydriques tels que la biotite, l'amphibole et l'épidote provenant de différents gisements de skarn présentent également des valeurs ¶18O et ¶D allant des roches sédimentaires magmatiques aux eaux météoriques (Layne et al., 1991). Encore une fois, le mélange de plusieurs sources de fluide est indiqué.

Les études isotopiques du soufre sur une variété de minéraux sulfurés (y compris la pyrite, la pyrrhotite, la molybdénite, la chalcopyrite, la sphalérite, la bornite, l'arsénopyrite et la galène) des gisements de skarn résumés dans le tableau 2 indiquent une plage très étroite de valeurs ¶34, compatible avec les précipitations d'origine magmatique. fluides. Pour certains des skarns à zinc les plus distaux, les études isotopiques du soufre indiquent que les fluides de minéralisation ont acquis une partie de leur soufre à partir de roches sédimentaires (y compris les évaporites) le long du trajet d'écoulement du fluide (Megaw et al., 1988).

Dans l'ensemble, les études isotopiques stables sont cohérentes avec les études d'inclusion de fluides et d'équilibres minéraux qui démontrent que la plupart des grands gisements de skarn se forment à partir de divers fluides, y compris des saumures précoces, à haute température et hautement salines, directement liées aux systèmes de magma en cristallisation (par exemple, Auwera et Andre, 1988). Dans de nombreux systèmes, les fluides à salinité la plus élevée coïncident avec un pic de dépôt de sulfure. De plus, un mélange au moins partiel avec des fluides connés ou météoriques échangés est requis pour la plupart des gisements, les derniers événements d'altération se formant en grande partie à partir d'eaux météoriques diluées.

Même si les teneurs en métal du skarn sont assez variables, les concentrations anormales d'éléments éclaireurs dans les zones de skarn distales peuvent être un guide d'exploration important. Des études géochimiques de gisements individuels ont montré que les halos de dispersion de métaux peuvent être zonés depuis les assemblages proximaux de métaux de base, en passant par les zones distales de métaux précieux, jusqu'aux concentrations de filons de Pb-Zn-Ag (par exemple, Theodore et Blake, 1975). Des anomalies de 10s à 100s de ppm pour des métaux individuels peuvent s'étendre sur plus de 1000 mètres au-delà des zones de skarn proximales. La comparaison des signatures géochimiques entre les différentes classes de skarn suggère que chacune a une suite caractéristique d'éléments anormaux et que les niveaux de fond pour un élément particulier dans un type de skarn peuvent être très anormaux dans d'autres skarns. Par exemple, les valeurs Au, Te, Bi et As de 1, 10, 100 et 500 ppm, respectivement, ne sont pas inhabituelles pour les skarns aurifères mais sont rares voire absentes pour les autres types de skarns (par exemple Meinert et al., 1990 Myers et Meinert, 1991).

Certains skarns ont une forte réponse géophysique (Chapman et Thompson, 1984 Emerson, 1986). Presque tous les skarns sont significativement plus denses que la roche environnante et peuvent donc former une anomalie gravitationnelle ou une discontinuité sismique. Ceci est particulièrement évident dans certains des grands skarns de fer qui peuvent contenir plus d'un milliard de tonnes de magnétite (gravité spécifique, 5.18). De plus, les skarns et les plutons associés peuvent former des anomalies magnétiques (Spector, 1972). Les plutons relativement oxydés contiennent généralement suffisamment de magnétite primaire pour former un pic magnétique, tandis que les plutons réduits contiennent généralement de l'ilménite plutôt que de la magnétite et peuvent former un creux magnétique (Ishihara, 1977). Les skarns peuvent former un anticyclone magnétique en raison de fortes concentrations de magnétite (Chapman et al., 1986) ou d'autres minéraux magnétiques tels que la pyrrhotite à haute température (Wotruba et al., 1988). Étant donné que le métasomatisme des roches dolomitiques a tendance à former une magnétite abondante, dans les gisements de skarn magnésien, une forte signature magnétique peut être en mesure de distinguer le protolithe original ainsi que la présence de skarn (Hallof et Winniski, 1971 Chermeninov, 1988).

Les relevés électriques des skarns doivent être interprétés avec prudence. Les minéraux sulfurés disséminés ou massifs peuvent donner de fortes réponses IP, EM ou magnétotelluriques dans le skarn (Emerson et Welsh, 1988). Cependant, le métasomatisme des roches carbonatées implique nécessairement la redistribution du carbone. La présence de matière carbonée, surtout sous forme de graphite, peut fortement affecter les relevés électriques. De telles anomalies induites par le carbone peuvent être éloignées ou sans rapport avec les corps de minerai de skarn.

Quelques skarns contiennent suffisamment d'uranium et de thorium pour être détectables par des levés radiométriques aériens ou terrestres (par exemple Mary Kathleen, Australie, Kwak et Abeysinghe, 1987). Des études détaillées de ces dépôts démontrent que des skarns relativement petits peuvent être détectés et que différents types de skarns peuvent être distingués (par exemple, Lentz, 1991). Bien que les méthodes gravimétriques, magnétiques, électriques et radiométriques aient toutes été appliquées aux gisements de skarn, leur utilisation n'a pas été généralisée. En raison de la variabilité des gisements de skarn, il est probablement nécessaire d'adapter des méthodes géophysiques spécifiques aux gisements ou types de skarn individuels.

D'autres caractéristiques importantes comprennent l'état d'oxydation, la taille, la texture, la profondeur de mise en place et la configuration tectonique des plutons individuels. Par exemple, les skarns d'étain sont presque exclusivement associés à des plutons réduits de la série ilménite qui peuvent être caractérisés comme de type S ou anorogéniques. Ces plutons ont tendance à se produire dans des cratons stables dans lesquels une fusion partielle du matériau crustal peut être provoquée par un début de rift. De nombreux skarns aurifères sont également associés à des plutons réduits de la série ilménite. Cependant, les plutons de skarn aurifères sont généralement des corps mafiques à faible teneur en silice qui n'ont pas pu se former par fusion de matériaux crustaux sédimentaires. En revanche, les plutons associés aux skarns de cuivre, en particulier les gisements de cuivre porphyrique, sont fortement oxydés, à magnétite, de type I et associés à des arcs magmatiques liés à la subduction. Ces plutons ont tendance à être porphyriques et mis en place à des niveaux peu profonds dans la croûte terrestre et d'Otildes. Les skarns de tungstène, d'autre part, sont associés à des plutons équigranulaires relativement gros, à grains grossiers ou à des complexes batholithiques indiquant un environnement plus profond.

Le cadre tectonique, la pétrogenèse et les dépôts de skarn sont intimement liés. Certains manuels modernes utilisent le cadre tectonique pour classer les provinces ignées (Wilson, 1989) ou différents types de gisements de minerai (Sawkins, 1984). Cette approche a moins bien réussi à décrire les gisements de minerai tels que les skarns qui sont le résultat de processus pouvant se produire dans presque tous les contextes tectoniques. Une classification tectonique utile des dépôts de skarn devrait regrouper les types de skarn qui se produisent couramment ensemble et distinguer ceux qui se produisent généralement dans des contextes tectoniques spécialisés. Par exemple, les dépôts calciques de skarn Fe-Cu sont pratiquement le seul type de skarn trouvé dans les terranes océaniques d'arc insulaire. Beaucoup de ces skarns sont également enrichis en Co, Ni, Cr et Au. De plus, certains skarns aurifères économiques semblent s'être formés dans des bassins d'arrière-arc associés à des arcs volcaniques océaniques (Ray et al., 1988). Certaines des principales caractéristiques qui distinguent ces skarns de ceux associés à des magmas et à une croûte plus évolués sont leur association avec des plutons gabbroïques et dioritiques, un endoskarn abondant, un métasomatisme sodique généralisé et l'absence de Sn et de Pb. Collectivement, ces caractéristiques reflètent la nature océanique primitive de la croûte, des parois rocheuses et des plutons.

La grande majorité des dépôts de skarn est associée à des arcs magmatiques liés à la subduction sous la croûte continentale. La composition des plutons va de la diorite au granite, bien que les différences entre les principaux types de skarn de métaux communs semblent refléter l'environnement géologique local (profondeur de formation, voies structurelles et fluides) plus que les différences fondamentales de la pétrogenèse (Nakano et al., 1990). En revanche, les skarns aurifères de cet environnement sont associés à des plutons particulièrement réduits qui peuvent représenter une histoire pétrologique restreinte.

La transition de la subduction sous la croûte continentale stable à la tectonique post-subduction n'est pas bien comprise. Le magmatisme associé à des angles de subduction peu profonds peut avoir plus d'interaction crustale (Takahashi et al., 1980) et l'affaissement de la dalle descendante peut entraîner un rifting local. Au cours de cette étape, l'arc magmatique peut s'élargir ou migrer plus à l'intérieur des terres. Les plutons sont de composition granitique et les skarns associés sont riches en Mo ou W-Mo avec moins de Zn, Bi, Cu et F. Beaucoup de ces skarns sont mieux décrits comme polymétalliques avec Au et As localement importants.

Certains skarns ne sont pas associés au magmatisme lié à la subduction. Ces skarns peuvent être associés à un magmatisme de type S après une période importante de subduction ou ils peuvent être associés à un rifting de cratons auparavant stables. Les plutons sont de composition granitique et contiennent généralement de la muscovite et de la biotite primaires, des mégacristaux de quartz gris foncé, des cavités miarolitiques, une altération de type greisen et une radioactivité anormale. Les skarns associés sont riches en étain ou en fluor bien qu'une foule d'autres éléments soient généralement présents et puissent avoir une importance économique. Cette suite évoluée comprend W, Be, B, Li, Bi, Zn, Pb, U, F et REE.


5. Conclusions

  1. Les vitesses du son du diopside liquide augmentent progressivement avec la pression, et l'effet de la température sur la vitesse du son est négligeable dans l'incertitude de nos mesures expérimentales. L'ajustement de nos données à l'EOS Birch-Murnaghan adiabatique donne le module de masse adiabatique KS de 23,8 ± 0,4 GPa et sa dérivée de pression de 7,5 ± 0,5. Bien qu'il existe une corrélation entre K et K′, nos résultats montrent que les vitesses du son mesurées à des pressions élevées peuvent fortement contraindre à la fois le K et K′.
  2. Le gradient de température adiabatique calculé dans une couche liquide de diopside est inférieur à la pente de sa courbe de fusion, de sorte qu'un océan de magma de composition diopside s'étendant dans le manteau supérieur serait cristallisé à partir du fond. Le profil de densité calculé montre que le diopside liquide ne peut pas devenir plus dense que les matériaux environnants du manteau dans les conditions du manteau supérieur.
  3. Contrairement au comportement acoustique anormal du verre diopside et d'autres verres de silicate, le liquide diopside ne présente aucun comportement anormal dans la dépendance à la pression des vitesses du son. Nous concluons que les verres de silicate peuvent ne pas être un bon matériau analogique pour étudier les propriétés acoustiques et élastiques des liquides de silicate, en particulier à des pressions relativement basses comme dans le manteau supérieur de la Terre, car la contribution entropique importante pour les liquides peut ne pas être entièrement capturée par les mesures. sur des verres non détendus.
  4. La réduction de vitesse modélisée dans le manteau à l'aide des données sur le liquide diopside augmente avec la fraction fondue et diminue avec la pression. Si vous utilisez des données de verre de silicate pour modéliser les propriétés acoustiques de la fonte, la fraction de fonte nécessaire pour satisfaire une réduction de vitesse donnée pourrait être considérablement sous-estimée. Plus haut P-T des données expérimentales sur la vitesse du son des liquides silicatés sont nécessaires pour mieux comprendre les régions à faible vitesse dans le manteau ainsi que les différences entre les liquides silicatés et les verres.

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EARTH Magazine : La géologie de la Terre du Milieu

Alexandria, Virginie - Le paysage vaguement familier mais primitif de la Nouvelle-Zélande a servi de toile de fond aux adaptations cinématographiques à succès de l'intégralité de la trilogie "Le Seigneur des Anneaux" et de la trilogie "Le Hobbit", dont le troisième et dernier volet s'ouvre largement cette semaine. La géologie qui a créé ce paysage est au centre de l'article de couverture de EARTH en février, "La géologie de la Terre du Milieu".

Depuis la sortie du premier volet de la trilogie en 2001, des millions de touristes ont afflué en Nouvelle-Zélande pour voir par eux-mêmes les lieux du «Seigneur des anneaux». Les producteurs de films ont tourné dans plus de 100 lieux à travers les îles du Nord et du Sud de la Nouvelle-Zélande - tout, des Alpes du Sud (qui remplaçaient les mythiques Monts Brumeux) à la vallée de la rivière Rangitata (Edoras) au mont Ngauruhoe (le mont Doom d'un autre monde ). Ils ont même construit des villes, telles que Hobbiton (près de la vraie ville de Matamata), où les visiteurs peuvent désormais visiter les trous de hobbit et profiter de libations au Green Dragon.

En savoir plus sur l'épopée de la géologie de ce paysage spectaculaire et sur la façon dont il est dépeint dans les films dans le numéro de février du magazine EARTH : http://bit.ly/1DoLKqA.

Pour plus d'histoires sur la science de notre planète, consultez le magazine EARTH en ligne ou abonnez-vous à www.earthmagazine.org. Le numéro de janvier de EARTH est maintenant disponible sur le kiosque à journaux numérique, présentant des histoires sur la façon dont les géoscientifiques aident l'Afghanistan à trouver et à développer des approvisionnements en eau durables, comment les géoscientifiques sont mis au travail dans les parcs nationaux américains et comment les argiles du lac Crater dans l'Oregon ont été trouvé pour combattre les bactéries résistantes aux antibiotiques, et bien plus encore.

Tenez-vous au courant des derniers événements concernant la Terre, l'énergie et l'environnement avec le magazine EARTH en ligne à l'adresse : http://www.earthmagazine.org/. Publié par l'American Geosciences Institute, EARTH est votre source pour la science derrière les gros titres.

L'American Geosciences Institute est une fédération à but non lucratif de 50 associations géoscientifiques et professionnelles qui représente plus de 250 000 géologues, géophysiciens et autres scientifiques de la Terre. Fondée en 1948, AGI fournit des services d'information aux géoscientifiques, sert de voix aux intérêts communs de la profession, joue un rôle majeur dans le renforcement de l'enseignement des géosciences et s'efforce de sensibiliser le public au rôle vital que jouent les géosciences dans l'utilisation des ressources par la société, la résilience aux risques naturels et l'interaction avec l'environnement.


KGL Resources Ltd. Cuivre recoupé dans des cibles de polarisation induite 3D à Jervois

Darwin, Australie (ABN Newswire) - KGL Resources (ASX:KGL) a récemment terminé un levé 3D - Polarisation induite (3DIP) et magnétotellurique (MT) dans la région de Bellbird pour rechercher des zones supplémentaires de minéralisation dans un domaine mal testé et pourtant très prometteur zone le long des 12 km de longueur de grève minéralisée à Jervois.

- Le forage de cibles IP est en cours

- 4 trous complétés et un trou en cours avec tous les trous recoupant une minéralisation de cuivre

- Les résultats de l'enquête MT identifient de nouveaux conducteurs

Les résultats du MT ont identifié trois conducteurs principaux dans la zone d'étude (Figure 9, dans le lien ci-dessous). Il s'agit de : i) en aval-pendage de la minéralisation Bellbird/Bellbird East, ii) dans le prospect Chubko et iii) au sud-ouest de Green Parrot (Figure 10 et amp 11, dans le lien ci-dessous).

Quatre trous d'un programme de forage de 10 trous et 3 500 m conçu pour tester les cibles 3DIP du projet Jervois ont été complétés. Les cibles de forage ont été une combinaison d'anomalies de chargeabilité et de conductivité à la cible A, à la cible X, à la cible F et à Bellbird East (figure 1, dans le lien ci-dessous). Le cinquième trou du programme KJCD171 est en cours et a également recoupé une minéralisation de cuivre dans le forage à circulation inverse (RC), avant de passer au forage au diamant à 250 m en raison des débits élevés d'eau souterraine.

À la cible A, le trou RC KJC167 a été foré à 232 m pour tester une anomalie de chargeabilité s'étendant vers le sud le long de la direction de la ressource Bellbird. Entre 75-102m, le trou a recoupé plusieurs zones de malachite et de chalcopyrite dans des sédiments altérés avec une deuxième zone de minéralisation mineure recoupée à 217-220m. Un deuxième forage est prévu pour tester le pic de l'anomalie plus à l'ouest.

À Target X, le trou au diamant KJCD168 a été foré à une profondeur de 710 m pour tester une tendance de conductivité parallèle à la stratification avec une anomalie de chargeabilité coïncidente. Le trou a recoupé des lits de calcaire fortement altéré (skarnoïde diopside-grenat) à 417,7 m à 425,7 m et 458 m à 468 m. Dans le premier intervalle de calcaire, il y avait des veines et des disséminations de bornite-chalcocite à grain fin avec un peu de fluorite-scheelite. Le deuxième intervalle contenait principalement des veines et des disséminations de fluorite-scheelite. Des filonnets mineurs et des bulles de chalcopyrite associés à des veines de quartz ont été recoupés à 476 m et 477,5 m sous les unités calcaires.

Le trou KJCD168 a été foré dans le cadre du programme de cofinancement NTGS CORE (Creating Opportunities for Resource Exploration). La carotte sera maintenant envoyée à Darwin pour être numérisée avec l'hylogger multispectral NTGS avant de pouvoir être coupée et échantillonnée pour analyse. 0 0


Voir la vidéo: Faculté des géosciences et de lenvironnement - UNIL