Tipos de Depósitos Minerales Alojados en rocas carbonatadas
Las rocas carbonatadas son particularmente susceptibles de análisis isotópico, debido a la facilidad con la que el carbonato de minerales se puede convertir en CO2 adecuado para el análisis isotópico por IRMS o la espectroscopia láser. Una serie de importantes tipos de depósitos minerales se encuentran en las rocas anfitrionas rico en carbonato. Ejemplos incluyen skarn y otros depósitos de carbonato de reemplazo, Mississippi depósitos de tipo valle, y los depósitos de oro de tipo Carlin .los Depósitos de skarn tienen típicamente grandes (hasta 1000 m) δ13C y halos agotamiento δ18O (por ejemplo , Vázquez et al. , 1998) destacan que los halos de isótopos de oxígeno de hasta 3 kilómetros en envolvente tamaño de algunos depósitos de tipo manto ,con los halos más grandes desarrolladas anteriormente y en las partes superiores de los depósitos ,lo que significa que los halos de isótopos estables deben ser particularmente útil para la detección de depósitos ciegos, y es probable que tengan una extensión superficial significativamente más grandes que los halos de alteración mineral. Depósitos de oro de tipo Carlin también tienen halos de isótopos de oxígeno significativos asociados con el oro y los alrededores de mineralización ( Radtke et al, 1980 ; Stenger et al, 1998 ; Arehart y Donelick , 2006 ) . La Alteración isotópica de los carbonatos acogida de los fluidos hidrotermales a temperaturas bajas (< 400 ° C) estos por lo general requieren ya sea la recristianización de minerales de carbonato de acogida -rock en presencia de un fluido hidrotermal (por ejemplo la precipitación de la disolución y / o procesos de reemplazo) o alternativamente, la precipitación de nuevos minerales de carbonato en el espacio poroso. Esto es porque el intercambio por difusión de oxígeno y particularmente de carbono entre mineral y fluido es excepcionalmente lento a temperaturas de menos de 400 ° C (Farver, 1994). La composición isotópica de oxígeno final rocas carbonatadas que rodean yacimientos que han interactuado con líquido hidrotermales formal dependerá de la composición isotópica de roca huésped, la composición isotópica del fluido hidrotermal presente en el momento que se está produciendo la disolución - precipitación y la temperatura de disolución -precipitación (lo cual afectará el factor de fraccionamiento de equilibrio entre mineral y fluido). En general, las rocas que hayan sido objeto de un mayor grado de reacción fluido - roca, o cuando la reacción fluido - roca se produjo a temperatura alta (a partir de un fluido con la composición isotópica idénticos), tendrán menores δ18O valores. Por lo tanto, se esperaría que en general las rocas carbonatadas inmediatamente adyacentes a mineralización de tener valores δ18O más bajas que las rocas más lejos de la mineralización. Con respecto a los isótopos de carbono, muchos fluidos hidrotermales tienen cantidades mucho mayores de oxígeno más que el carbón, debido a la abundancia relativa de H2O en comparación con especies que contienen carbono tales como CH4 o CO2. Generalmente, esto significa que los isótopos de oxígeno son propensos a mostrar mayores grados de re- configuración de isotópica en relación con los isótopos de carbono en las mismas rocas afectadas por los mismos fluidos hidrotermales. Además , las tasas de equilibrio entre CH4 y CO2 a temperaturas de < 300 ° C exceder 1.000.000 años ( Ohmoto y Goldhaber ,1997 ) , lo que significa que , para la mayoría de los sistemas hidrotermales relacionados intrusiones ( Cathles et al. , 1997 ) , isotópica de equilibrio es probable que nunca alcanzado entre CH4 y CO2 especies . En los sistemas hidrotermales de menor temperatura, isotópica de equilibrio es probable que nunca alcanzó entre CH4 y CO2 debido a las extremadamente cinética lenta de intercambio isotópico. Esto significa que con el fin de incorporar de carbono a partir de especies de carbono orgánicos (tales como CH4) dentro de los minerales de carbonato, la oxidación de especies orgánicas (que generalmente serán significativamente agotadas en 13C con respecto a calizas) se requiere con el fin de permitir que el carbono sea incorporado dentro de CO2 y las especies de carbonato relacionados, y por lo tanto se precipitaron en minerales de carbonato. Por lo tanto, los valores de δ13C significativamente agotadas en baja temperatura de los sistemas hidrotermales son muy probablemente indicativo de oxidación del carbono o orgánica durante el flujo de fluidos hidrotermales.
