VI - PRINCIPALES DEPÓSITOS EPITERMALES EN...

Características principales de los depósitos epitermales en el noroeste de México, un análisis y comparación

O. González, 2009 26

VI - PRINCIPALES DEPÓSITOS EPITERMALES EN EL NOROESTE DE

MÉXICO

Los principales depósitos epitermales en el NW de México, por sus recursos y

leyes son: El Sauzal, Palmarejo, Ocampo, Pinos Altos, Mulatos, La India y

Dolores. Otros depósitos de menor tamaño pero incluidos en la franja favorable de

éste tipo de depósitos son: San Julián (8), Santa Bárbara (9), San Francisco del

Oro (10), Satevó (11), Batopilas (12), Cerro Colorado (13), La Quintera (14), Santo

Domingo (15), La Amalia (16), Monterde (17), Maguarichi (18), Orisyvo – San José

Morasícuchi (19), Uruachi (20), Memelichi – Dolores – Los Jarros (21), Moris (22),

Promontorio – Cerro Blanco (23), La Dura (24), Santa Eduwiges (25), Cocinera

Blanca (26), San Carlos (27), Las Taunas (28), El Víctor (29), La Chipriona (30),

Los Pinos (31), La Colorada (32), La Bronzuda (33), La Mazoneña (34), El Zubiate

(35), Lampazos (36), La Bambolla (37), El Tigre (38), Santa Gertrudis (39) y La

Caridad Vieja (40) (Figura 9).

A continuación se da una descripción de los principales depósitos de éste tipo,

de los cuales cuatro de ellos se encuentran actualmente en operación y los

restantes en preparación.

La selección de estos depósitos se hizo considerando su calidad de

información y sobre todo que representan los dos tipos de yacimientos epitermales

de alta y baja sulfuración, lo cual permitirá ponerlos dentro de un contexto y poder

hacer una separación más precisa.



Figura 9 – Distribución de los principales depósitos epitermales de AS y BS en el

noroeste de México.



VI.1 - El Sauzal

El Sauzal es un sistema epitermal de alta sulfuración de Au-Ag. Se localiza

en el estado de Chihuahua y se ubica dentro de las coordenadas geográficas

107.89°W, 26.99°N y abarca una zona alterada que cubre un área de

aproximadamente 2.5 Km² (Imagen 1).

En la actualidad éste depósito está siendo explotado y explorado por

Goldcorp Inc., estimándose un recurso de 2 Moz con una ley media de 4.3 g/ton

de Au y 3.72 g/ton Ag (Goldcorp Inc., 2008).

Imagen 1 - Depósito El Sauzal, vista panorámica del tajo y sus instalaciones

(Google Earth, 2009).



VI.1.1 – Geología

La mineralización en El Sauzal está hospedada en una delgada secuencia

de rocas volcánicas, que pertenecen a la SVS y en menor proporción al CVI

(Sellepack y otros 1996; y Selllepack, 1997). Las rocas encajonantes son

principalmente unidades piroclásticas daciticas a riolíticas, que están

intrusionadas y cubiertas por escasos flujos bandeados riolíticos y andesitas de

hornblenda porfídicas de probable edad Oligoceno (Weiss y otros, 2004).

La zona más importante del depósito se encuentra en una unidad

denominada megabrecha El Sauzal, que ha sido descrita como una pumicita no

soldada a débilmente soldada con tobas de cenizas y flujos dacíticos a riolíticos

ricos en líticos, incluyendo bloques gigantes y lentes brechados de lavas

andesiticas (Weiss y otros, 2004).

El Sauzal está localizado en la intersección de dos definidos lineamientos N

y ENE (Galván-Gutiérrez, 2005). Weiss y otros (2004) relacionan la megabrecha

El Sauzal con un evento de caldera. Sellepack (1997) describe varios bloques

limitados por fallas alrededor del depósito El Sauzal (Figura 10), tales bloques

muestran importantes diferencias en la elevación del contacto entre la SVS y el

CVI, sugiriendo desplazamientos verticales. El arreglo estructural local está

descrito por Weiss y otros (2004) sugiriendo un desplazamiento en un marco

tectónico con fallas asociadas de rumbo N y NE.



Figura 10 - Plano geológico del depósito El Sauzal (modificado de Lewis and

Taite, 1999).

VI.1.2 - Mineralogía y alteración

La mineralización está hospedada principalmente en la megabrecha El

Sauzal formando cuerpos tabulares inclinados suavemente al E, de menos de 100

m de espesor en la zona de óxidos (Weiss y otros, 2004). La zona de sulfuros no

está del todo explorada y la forma de los cuerpos y extensión de la mineralización

a profundidad no está bien definida. El tren estructural NE y N-S parece controlar

la depositación del mineral en los niveles actuales más bajos (Weiss y otros,

2004); sin embargo, el sistema NW se convierte importante a profundidad.

La mineralogía está representada por Au nativo y electrum (Weiss y otros,

2004; Sellepack, 1997) asociados a una fase temprana de pirita. Granos de Au



están diseminados e impregnando a los minerales de alteración y localmente

rellenando huecos en la alteración silícea (Weiss y otros, 2004). Los minerales de

sulfuros hipogénicos presentes, además de abundante pirita, son covelita, bornita,

digenita, arsenopirita, rejalgar, enargita, y calcopirita (Sellepack, 1997). La

enargita está fuertemente asociada con vetillas de alunita y natroalunita y la

hematita especular ha sido interpretada como mineral hipogénico asociada con

mineralización de Au (Sellepack, 1997). Sin embargo, Weiss y otros (2004)

sugieren que la hematita especular es de origen supergénico porque se presenta

solo en la zona de óxidos, con una oxidación supergénica que ha destruido todos

los sulfuros hipogénicos hasta 100 m debajo de la superficie, dejando los óxidos

de fierro como hematita, limonita y goethita junto con el Au nativo raramente

visible.

Cerca del 60% de la mineralización económica ocurre en las asociaciones

de cuarzo-alunita y el 40% restante relacionado a cuarzo vuggy (Figura 11). Sin

importar la forma de los cuerpos minerales, la alteración muestra un patrón

diferente caracterizada por núcleos tabulares subverticales de vuggy o cuarzo

residual rodeados por un cuerpo de alteración argílica avanzada (cuarzo-alunita).

Este es un patron usual en la mayoría de los sistemas de alta sulfuración (Sillitoe,

1993a; White y Hedenquist, 1995; Corbett y Leach, 1998). El zoneamiento de

alteración parte de un núcleo silícico cubierto por una asociación de cuarzo-

alunita-caolinita seguido por caolinita±alunita, que localmente gradúa hacia afuera

a caolinita, illita, illita-esmectita, heulandita y sílice opalino localmente. La

asociación illita-esmectita gradúa hacia arriba a una extensa alteración propilítica



representada por calcita, clorita y ± cuarzo. La alteración silícica representa varias

texturas, extendiéndose de denso, cuarzo vuggy gris, a claro o blanco, friable,

cuarzo granular y vuggy altamente poroso (Weiss y otros, 2004). Aunque

caolinita, dickita y alunita localmente rellenan espacios vacios en la alteración

silícea, la dickita también está cubriendo áreas extensas en la superficie mientras

que la pirofilita solamente se encuentra localmente a profundidad, sugiriendo un

incremento en la temperatura a profundidad, variando a un ambiente tipo pórfido

de cobre (Corbett y Leach, 1998), con sericita encontrada en algunos

afloramientos alrededor de las zonas mineralizadas (Sellepack, 1997).

Figura 11 - Plano de alteraciones del depósito El Sauzal, mostrando arreglo

estructural (modificado de Glamis Gold Ltd.).



La temperatura de los fluidos durante la mineralización no está bien

definida, Albinson (fecha no publicada) obtuvo una amplia gama de temperaturas

de homogenización en cuarzo estéril y Au asociado, variando de 201.3 ºC a 302.6

°C y edades de la mineralización en alunita hipogénica de 29.65 ± 0.18 y 31.0 ± 0.

Los sistemas de alteración de éste tipo son muy visibles en la región de El

Sauzal, debido a su color rojo anaranjado y sus altos cantiles de sílice los cuales

se ponen en fuerte contraste con las rocas que no están alteradas a sus

alrededores.

VI.2 - Palmarejo

Palmarejo es un depósito epitermal de baja sulfuración de Au-Ag, localizado

al S-SW del estado de Chihuahua, dentro de las coordenadas geográficas

108.40°W, 27.39°N.

Este yacimiento es considerado como parte del distrito de Témoris de

acuerdo a observaciones del COREMI (1994), y se conoce que la actividad

minera en el área de Palmarejo empezó en 1824 (COREMI, 1994) y ha seguido

intermitentemente hasta ahora (Imagen 2). Actualmente Palmarejo es explorado

por Coeur d’ Alene Mines Corporation, estimándose un recurso de 14 Mton con

una ley de 2.1 g/ton de Au y 190 g/ton de Ag, que es equivalente a 938,000 oz de

Au y 85 Moz de Ag (2007).



Imagen 2 - Vista panorámica viendo al W del proyecto Palmarejo, mostrando

caminos de acceso a planillas de barrenación (Coeur d’ Alene Mines Corp., 2007).

VI.2.1 - Geología

La mineralización en Palmarejo, está hospedada principalmente dentro del

paquete de andesitas e intrusivos subvolcánicos incluidos en el CVI,

acompañados de riolitas, calizas y rocas volcanoclásticas, junto con lavas tipo

almohadilla (Figura 12). La SVS no está expuesta en la zona mineralizada pero

está presente en los alrededores representada por ignimbritas y flujos riolíticos.

Intrusiones dacíticas y riolíticas en el centro del distrito, han sido relacionadas con



la mineralización en el área, pero su edad no está clara y podrían pertenecer al

CVI (Laurent, 2004) ó a la SVS (Corbett, 2004).

Figura 12 - Plano geológico del proyecto Palmarejo (modificado de Planet Gold,

2005).

Basado en imágenes de satélite, Laurent (2004) sugirió que Palmarejo está

situado en el flanco suroeste de una pequeña caldera. Localmente, el control

estructural está dominado por fallas NW y WNW, de acuerdo con Corbett (2004),

el sistema de fallas WNW se pudieron haber dilatado y mineralizado durante los

movimientos más fuertes de las estructuras NNW. La mineralización está



contenida principalmente en una amplia zona de stockwork formado en la

intersección de las estructuras La Blanca y La Prieta, en conjunto con vetas y

vetas-brecha que son importantes en el distrito, siguiendo estructuras

dominantemente NW y WNW. Palmarejo, como en muchos otros depósitos

epitermales en el noroeste de México, está relacionado al tren de estructuras NW

y probablemente asociado a intrusiones dacíticas y riolíticas de la SVS.

VI.2.2 - Mineralización y alteración

La mineralogía está dominada por acantita, aurorita, plata nativa, oro nativo,

electrum y oro argentífero (Towned y Asociados, 2004). Dentro del depósito se

advierte un fuerte zoneamiento vertical con cambios mineralógicos con altos

valores en metales preciosos principalmente en plata, variando a profundidad a

una mineralización caracterizada por pirita, esfalerita, galena, y argentita (Corbett,

2005).

La depositación de los metales preciosos ocurrió durante los eventos tardíos

de mineralización en forma de sulfuros de plata y electrum, en estructuras en

forma de brechas de expansión rellenas por cuarzo con múltiples fases de sílice,

desde calcedonia a cuarzo crustiforme y dos pulsos de mineralización de Au-Ag

(Corbett, 2004; Laurent, 2004; Chávez, 2004). La silicificación es pervasiva y es la

alteración característica de la roca que encajona a las vetas, acompañada de una

agilización, aunque débil, bastante extendida con menor presencia de caolinita,

dickita, clorita y hematita, estas dos últimas presentes en áreas limitadas.



VI.3 - Ocampo

El Distrito minero de Ocampo corresponde a un sistema epitermal de baja

sulfuración de Au y Ag, localizado al W-SW del estado de Chihuahua, con

coordenadas geográficas 108.37°W, 28.19°N cubriendo un área de

aproximadamente 24 km².

El distrito fué descubierto en 1804 y ha sido minado desde entonces casi

continuamente, interrumpiéndose las operaciones mineras solo durante el

movimiento armado de 1910. Desde finales de los 1990’s hasta el presente,

Ocampo ha sido explorado intensamente por Gammon Lake Resources Inc. y a

finales del 2004 cubicaron reservas por 39.3 MTon con una ley de 1.46 g/ton Au y

61 g/ton Ag, que es equivalente a 1.85 Moz de Au y 76.68 Moz de Ag, iniciando

operaciones de minado a cielo abierto y subterráneo (Imagen 3).

VI.3.1 - Geología

La mineralización y alteración en Ocampo está hospedada en rocas

volcánicas del CVI y SVS. La unidad más antigua, dentro del CVI que aflora en

éste distrito está compuesta de flujos y rocas piroclásticas de composición

riolítica, que son cubiertas por una secuencia principalmente de aglomerados de

andesitas a dacitas, con flujos y tobas presentes, así como ocasionalmente lentes

de sedimentos volcanoclásticos (Figura 13). La secuencia del SVS está

representada por ignimbritas félsicas, tobas, flujos y rocas volcanoclásticas , lo

cual es a su vez intrusionada por diques y dedos andesíticos a dacíticos

probablemente de edad Terciaria (Thornton y Arik, 2004).



Imagen 3 - Depósito de Ocampo, vista panorámica mostrando el desarrollo de

obras mineras e instalaciones (Google Earth, 2009).

El Distrito de Ocampo está localizado en el centro de la Caldera de

Ocampo propuesta por Bockoven (1980). Sin embargo, las estructuras locales

están dominadas por dos principales lineamientos, localizados en diferentes

zonas, que son descritos por Brington y Bybee (2000). Uno es llamado el área

PGR y consiste en un sistema de fallas NW y WNW; el otro sistema es llamado

área NE que consiste principalmente de fallas N intersectadas por un sistema NW

limitadas por segmentos de fallas NNE. La historia de deformación en el distr ito es

compleja y están reportados seis eventos. También sugieren la presencia de una



intrusión, cuyo emplazamiento puede ser en parte responsable de éste arreglo

estructural.

Figura 13 - Geología regional, mostrando el distrito minero de Ocampo

(modificado de Gammon Lake Resources, 2002).


La mineralización en el Distrito de Ocampo ocurre en forma de vetas y

stockworks controlados por estructuras orientadas N-S, WNW, NW, NE, y E-W,

principalmente hospedados en flujos y aglomerados andesíticos, sin embargo la



mineralización económica no está restringida a éstas rocas. Las vetas son en

general, brechas de cuarzo rodeadas por diversos grados de stockwork. Los

cuerpos mineralizados pueden alcanzar arriba de 50 m de espesor, pero las vetas

generalmente promedian de 1 a 6 m de ancho. La extensión vertical de

mineralización es de alrededor de 750 m y se asocia principalmente con cuarzo y

calcita en menor proporción, aunque la asociación cuarzo-epidota también está

reportada (Thornton y Arik, 2004). Se tienen diferentes tipos de presentación de

cuarzo, variando de calcedonia blanca bandeada, cristalino y drusas de amatista.

La mineralogía está representada principalmente por oro nativo, plata nativa,

argentita y acantita, con presencia de metales-base como galena, esfalerita y

calcopirita pero no en concentraciones económicas (Thornton y Arik, 2004;

COREMI, 1994). Los cocientes Ag:Au son variables a lo largo del distrito pero una

buena estimación es de 50:1 (Manríquez, 2005), con mineralización asociada de

Cu, Pb y Zn y disminución de Li, Ba, Na, K y Ti. (Brington y Bybee, 2000)

La alteración regional propilítica, característica del CVI, está también

presente en Ocampo, pero no se considera que esté relacionada con el sistema

epitermal responsable de la mineralización en el distrito. La silicificación está

usualmente presente y asociada a las vetas, brechas y stockworks. La argilización

es extensa y es la característica superficial más notable del distrito, generalmente

está asociada a las estructuras (Figura 14) y le da un tinte ligeramente claro a la

roca.

De acuerdo a Clark y otros (1979) la mineralización en Ocampo ocurrió

entre 29.2 y 27.8 Ma a partir de fechamientos en roca encajonante y post-



mineralización, utilizando el método de K-Ar relacionándola a un régimen

extensional local dominante con desplazamientos y dislocaciones.

Figura 14 - Plano de alteraciones y cuerpos mineralizados en el distrito de

Ocampo (Gammon Lake Resources, 2002).

VI.4 - Pinos Altos

El Distrito minero de Pinos Altos es un sistema epitermal de baja sulfuración

de Au-Ag y se localiza al W-SW del estado de Chihuahua, en las coordenadas

geográficas 108.31°W, 28.27°N cubriendo un área de aproximadamente 30 km².

El distrito ha sido intermitentemente minado desde principios de 1900’s por



pequeños mineros y pequeñas a medianas compañías. Cálculos basados en

antiguos mapas y secciones sugieren una producción anterior de 375,000 Ton

con una ley de 12-15 g/ton de Au y 80-150 g/ton de Ag (COREMI, 1994), que da

un mínimo de 145,000 oz de Au y 965,000 oz de Ag. El distrito ha sido explorado

intensamente, enfocándose en las principales estructuras mineralizadas por

Industrias Peñoles SA de CV (SIPSA) desde 1995 al 2003 y a partir del 2005 por

Agnico-Eagle Mines Limited (Imagen 4), estimando un recurso (probadas +

probables) de 20 Mton con una ley de 3.47 g/ton de Au y 102.33 g/ton de Ag, que

es equivalente a 2.2 Moz de Au y 65.6 Moz de Ag (Agosto 2007).

Imagen 4 - Proyecto Pinos Altos, mostrando el desarrollo de obras mineras

(Agnico Eagle Mines Limited., 2009).



VI.4.1 - Geología

Las vetas en el distrito minero están hospedadas principalmente en rocas

andesíticas y riolíticas pertenecientes al CVI y a la SVS de la SMO. La unidad

más antigua en el distrito es el conglomerado Navosaigame que consiste en una

delgada secuencia de areniscas, lutitas, pizarras y conglomerados. Esta unidad

es considerada como miembro del CVI y está cubierta por una secuencia

dominada por tobas y flujos andesíticos con local variaciones a dacita; algunas

tobas riolíticas y rocas volcanoclásticas también son reportadas (Gastélum-

Morales, 1998) y denominadas como Volcánicas El Madroño. Estas dos unidades

son asignadas al CVI debido a que ambas muestran una alteración propilítica

regional. Las unidades asignadas al SVS están representadas por flujos, tobas e

intrusiones de composición riolítica, andesítica y dacítica principalmente. La

unidad volcánica más antigua dentro de la SVS corresponde a una densa toba

riolítica con variación textural, pero comúnmente lítica, pobre en cristales, llamada

Ignimbrita Victoria. Esta unidad está cubierta por una roca porfídica, cuya

composición varía de andesita a traquita y dacita, nombrada La Andesita Frijolar.

Una secuencia piroclástica compuesta de tobas riolíticas vitrocristalinas cubren a

éstas rocas intermedias y han sido denominadas como Ignimbrita Buenavista.

Todas éstas rocas están cubiertas por un delgado flujo basáltico regional, que

está regionalmente intercalado con las tobas de la cima de La Ignimbrita

Buenavista, representando la naturaleza del volcanismo bimodal en la SMO; toda

la secuencia ha sido intrusionada por diques y domos riolíticos, así como por

diques andesíticos. De particular importancia es la andesita Santo Niño, que es

una roca de composición intermedia, comúnmente presente con fases intrusivas,



en la parte central del distrito, con algunos flujos presentes y la cual corresponde

a la roca receptora de mineral del clavo Santo Niño, el más grande conocido

hasta ahora en el distrito (Figura 15).


El distrito de Pinos Altos, está localizado en la margen NW de un

lineamiento subcircular, que Bockoven (1980) propuso como una caldera (Caldera

de Ocampo). La mineralización está confinada en un horst de 8.5 x 1.5 km que se

extiende al NW y está limitado por tres importantes fallas, dos de ellas están

orientadas N 60°- 80° W y la tercera N-NE; la última, representa el margen

occidental del horst. La margen oriental de éste bloque, no está bien definido y

parece estar derivado por la convergencia de la dos fallas W -NW (Gastélum-

Morales, 1998). Estos dos sistemas y otro menor N-S son preminerales y

hospedan los mejores cuerpos mineralizados, encontrados hasta ahora. El típico

tren de fallas NW relacionados al Basin and Range, está también presente, pero

no es de mayor importancia en el distrito; sin embargo, es evidente la reactivación

de las mayores estructuras relacionadas a éste evento. La margen meridional del

horst de Pinos Altos es la falla Santo Niño, la cual es la hospedante de la principal

mineralización en el distrito y parece corresponder a un sistema de fallas

traslapadas con la mayor apertura en la parte central de cada una de ellas. La

historia dinámica de éste grupo de fallas, es compleja y varias fases de actividad

fueron descritas por Murphy (1997). Entre éstas fases hay una etapa premineral

producida por un régimen extensional orientado NNW-SSE, con un

desplazamiento normal sinextral oblicuo; Los desplazamientos postminerales



dextral y dextral oblicuo, fueron causados por extensión NE y NEE relacionados al

tectonismo del Basin and Range. El tren de fallas NE, son las estructuras

complementarias del evento extensional más antiguo y son más obvias dentro del

horst, donde el paquete de fallas y vetas están expuestas.

En el distrito afloran numerosas vetas de cuarzo, donde las más

importantes son aquellas que están emplazadas en las fallas que limitan el horst.

La veta Reina de Plata está en la margen norte, Carola en la margen occidental y

la más importante en el distrito, la veta Santo Niño, está en la margen meridional.

Varias vetas de menor tamaño están expuestas dentro del horst y pertenecen a

los sistemas estructurales WNW y NNE. Los cuerpos de mineral a lo largo del

sistema de estructuras Santo Niño, se encuentran en zonas de mayor apertura,

donde cada falla coincide con la intersección de las fallas NNE. Estas son de E a

W: Apache, Oberon de Weber, Santo Niño y Cerro Colorado. El principal recurso

del distrito, está en los tres segmentos mensionados, pero sobre todo en el clavo

Santo Niño (Figura 15).

Las vetas, están formadas por varias fases de cuarzo masivo y son de 1 a

25 m de ancho, comúnmente asociadas con brechas hidrotermales. Las altas

leyes de oro en el distrito, están asociadas a un evento de cuarzo verde, aunque

el cuarzo blanco es localmente importante. La mineralización está, desde la

superficie hasta una profundidad de por lo menos 500 m, aparentemente sin un

zoneamiento geoquímico. Solamente el manganeso parece estar relacionado

espacialmente con el oro, pero sin una correlación estadística. La mineralogía

está representada sólo por oro nativo y electrum; los sulfuros son escasos y la



pirita es la más común de ellos. Sin embargo, la oxidación es profunda a lo largo

de las vetas; los óxidos de fierro y de manganeso están presentes en pocas

cantidades, generalmente <3%. Otros minerales que ocurren en las vetas son

adularia y sericita, presentes sólo localmente y en pequeñas cantidades.

Figura 15 - Plano geológico de Pinos Altos, mostrando la distribución de las vetas

(modificado de Agnico Eagle Mines Limited).

La alteración en el distrito no está bien desarrollada y se restringe casi

solamente al horst, donde la Ignimbrita Victoria, muestra un halo variable de



silicificación ± pirita cerca de las zonas de vetas, así como una alteración argílica

de débil a moderada. La propilitización (clorita ± epidota ± pirita) está presente

casi a lo largo de todas las vetas y está usualmente sobrepuesta por la

silicificación. La oxidación está presente en todas las áreas mineralizadas

conocidas y dejan solo pequeños parches no fracturados sin óxidos. La alteración

fílica (sericita-pirita) está localmente presente; se interpreta coexistiendo con el

evento de mineralización. La alteración propilítica regional no se considera como

parte de éste sistema hidrotermal.

La edad de la mineralización en el Distrito de Pinos Altos no es conocida,

pero es claro que ésta ocurrió después y probablemente durante el evento

extensional pre-Basin and Range y durante los primeros eventos de actividad

volcánica riolítica. Por otra parte, la región fué afectada por una extensión anterior

al emplazamiento de SVS como lo sugiere la presencia del ambiente de

depositación sedimentaria, que creó el Conglomerado Navosaigame.

SIPSA (1997) analizó inclusiones fluidas en cuarzo obteniendo temperaturas

desde 200 °C a 300 °C y bajas salinidades de 0.17 A 2.39 wt% NaCl eq., las

cuales indican un ambiente epitermal.

VI.5 - Mulatos

El distrito minero de Mulatos es un sistema epitermal de alta sulfuración de

Au. Se localiza en el estado de Sonora, en las coordenadas geográficas

108.74°W, 28.64°N y cubre un área de aproximadamente 400 km².



La actividad minera en el distrito empezó en 1635 y se extrajeron alrededor

de 300,000 oz hasta principios de los 1990’s, por pequeñas compañías que sólo

trabajaron las zonas oxidadas con mineral de alta ley, a lo largo de zonas de

fracturas y contactos litológicos (Wisser, 1966; Palmer, 1983). A finales de los

noventas Placer Dome estimó reservas y Alamos Gold Inc. empezó operaciones

mineras en el año 2005 (Imagen 5), continuando con la exploración con un

recurso estimado en 47.65 Mton, con una ley de 1.35 g/ton de Au, equivalentes a

2.05 Moz (Diciembre 2008).

Imagen 5 - Cerro La Estrella, principal cuerpo mineral en la región de Mulatos (M.

Padilla, 2006).



VI.5.1 - Geología

Las rocas más antiguas en el área corresponden a metasedimentos de

posible edad mesozoica, que están cubiertos por andesitas débilmente

propilitizadas y probablemente pertenecientes al CVI. En éste nivel estratigráfico,

hay una intrusión granodiorítica a cuarzomonzonítica, que fué correlacionada por

Islas-López y Cendejas-Cruz (1996) con rocas en la región de 49.5 a 49.6 Ma. La

mineralización en el distrito está hospedada en una secuencia litológica de más

de 1km de espesor, que gradúa hacia arriba, desde los flujos dacíticos basales y

domos porfídicos a tobas riolíticas con intercalaciones de flujos dacíticos. Ésta

secuencia es cubierta por andesitas basálticas y rocas volcanosedimentarias

postmineralización (Figura 16). Toda la secuencia litológica tiene un buzamiento

de 25° al ENE y se repite tres veces en el distrito debido al fallamiento normal

postmineralización (Staude, 1995; 2001).

Fallas preminerales con rumbo N-S están relacionadas a sistemas

conjugados N 10° a 20° E y N 45° a 70° E y son usualmente cóncavas al W

(Staude, 1995; 2001). De esos sistemas estructurales, el sistema N-S es el más

fuerte a nivel regional; sin embargo, el tren estructural NW es localmente

importante en el distrito, debido a que algunos de ellos contienen mineralización

asociada. El tren de fallas NW es más joven, y corta a las andesitas basálticas de

~25 Ma, que cubren las rocas mineralizadas; éste fallamiento se extiende por

varios kilómetros y está probablemente asociado con la extensión del Basin and

Range (Staude, 1995; 2001). Staude (1995; 2001) argumenta que el sistema de

Mulatos fué emplazado en una caldera debido a las fallas cóncavas y la presencia



de megabrechas sedimentarias a lo largo de un borde sugerido. Por otro lado,

Balleweg (2005), propone una zona de cizalla NE con un tren NW de estructuras

extensionales.

Figura 16 - Plano geológico del distrito minero de Mulatos, mostrando litología y

alteración tipo epitermal (modificado de Alamos Gold Inc.).




La mineralización en Mulatos ocurre en formas elongadas alineadas con

las fallas preminerales; sin embargo, los principales cuerpos mineralizados están

emplazados en la intersección de éstas estructuras con roca favorable, formando

así cuerpos subparalelos a los contactos estratigráficos a lo largo de éstas

unidades. El oro en el distrito está asociado con pirofilita/caolinita-dickita, sílice

pervasivo y sílice vuggy (Balleweg, 2005); la pirita es el factor común, estando

presente en todos los tipos de alteraciones. El cambio de un tipo de alteración a

otro ocurre abruptamente, ó en una zona de transición de tan solo unos pocos de

metros de ancho (usualmente <5m).

La mineralogía está dominada por electrum rico en Au con menor enargita

± tennantita, pirita aurífera, electrum encapsulado en pirita, esfalerita, tetraedrita,

famantinita, luzonita, bismutinita y covelita (Staude, 1995, 2001).

Las asociaciones geoquímicas son Hg, As, Sb, Ba, y débil Au en la cima;

variando a Au, Ag, As, Sb ± Cu en la parte media; y finalmente Au, Cu, As en la

parte inferior de la zona mineralizada (Balleweg, 2005). Por otro lado, Staude

(1995; 2001) encontró que Au, Ag, Ba, Cu, Mo, Te, Zn, y As ocurren juntos. La

geoquímica de sedimentos de arroyo muestra que el Ag, As y Cu son anómalos a

lo largo del distrito (Staude ,1995; 2001).

En El Cerro La Estrella (depósito Mulatos), Staude (1995; 2001) distinguió

cuatro principales eventos hipogénicos Au-(Cu) en una secuencia paragenética de

tempranas condiciones altamente ácidas, seguido por una disminución en la



acidez y un incremento en la depositación de metales. Estas asociaciones

hipogénicas fueron descritas por Staude (1995; 2001) y varían de: cuarzo ±

pirofilita ± caolinita + pirita aurífera, a cuarzo + caolinita + pirita aurífera + enargita

+ electrum, a pirita + cuarzo + menor caolinita + telurus de Au y finalmente a

barita + caolinita + cuarzo + pirita aurífera. Este último evento de mineralización,

caracterizado por la presencia de barita, comúnmente contiene mineralización de

alta ley, con oro visible en cristales de barita. Los otros sitios alterados en el

distrito representan diferentes compuestos de alteración mineral, debido a las

diferencias en elevación que presentan los sistemas hidrotermales. Estos

compuestos varían de cuarzo-sericita-pirita a alunita ± cuarzo ± especularita,

sugiriendo un sistema hidrotermal completo, graduando de mineralización tipo

pórfido a un completo evento epitermal de alta sulfuración. Las temperaturas de

los fluidos hidrotermales varían de ~310°C para los más profundos, a <200°C

para los tardíos; la precipitación de Au-barita acurre a temperaturas de 260°C ±

10° (Staude, 1995; 2001).

En general, el zoneamiento de alteración a lo largo del distrito muestra el

siguiente patrón: cuarzo vuggy → sílice (silicificación) → argílica avanzada →

argílica → propilítica → roca fresca (Figura 17).



Figura 17 - Plano de alteraciones del depósito de Mulatos y áreas aledañas

(modificado de Staude, 2001).

Este patron está usualmente envolviendo los cuerpos de mineral que están

hospedados principalmente en cuarzo “vuggy”, pero a menudo en las

asociaciones de cuarzo-pirofilita. La oxidación supergénica también juega un

importante rol en la mineralización económica en el Distrito Mulatos, liberando el

oro de la pirita; Y de esa forma se genera una capa fuertemente oxidada con

hematita rica en Au, calcocita poco económica y otros minerales secundarios de



Cu. El alcance de la sobreposición supergénica alcanza profundidades de hasta

~200 m en zonas fracturadas.

Staude (1995) estimó la edad de la mineralización en el distrito, con el

método Ar⁴⁰/Ar³⁹ datando las rocas encajonantes y un dique basáltico postmineral,

obteniendo edades de 31-33 Ma y 25 Ma respectivamente.

VI.6 - La India

La India es un depósito epitermal de alta sulfuración de Au. Se localiza en el

extremo centro oriental del estado de Sonora, en las coordenadas geográficas

108.89°W, 28.73°N y alrededor de 15 km al NW de la mina Mulatos.

Durante muchos años, posiblemente desde 1600, el distrito minero Mulatos

ha sido trabajado a pequeña y mediana escala caracterizándose por tener una

historia minera importante en la producción de oro (Palmer, 1883 y Wisser, 1966).

En el área de la India existen pequeñas a medianas obras mineras como: La

Cieneguita, La Española, La Esperanza, La India, La Viruela, La Cruz, entre otros

(Imagen 6), las cuales se desarrollaron siguiendo estructuras de alta ley

estimándose una extracción de más de 300,000 oz de Au. El área de La Viruela-

La Cruz, ha sido explorada desde los años 1920–1930 y recientemente por

compañías como Noranda y San Fernando Mining Company, entre otras.

Actualmente el proyecto La India es manejado por la compañía Grayd Resource



Corporation y tienen estimado un recurso de 36.8 Mton, con 0.79 g/ton Au, con

una ley de corte de 0.4 g/ton equivalentes a 0.93 Moz (2008).

Imagen 6 - Principales zonas mineralizadas del proyecto La India, mostrando

caminos de acceso a planillas de barrenación y zonas de alteración (Google Earth,

2009).

VI.6.1 - Geología

Las rocas que afloran en el área corresponden por completo a volcánicas

del Cretácico Superior-Terciario. Se tiene una secuencia de tobas de ceniza-flujos



de composición riodacítica del Oligoceno, las cuales han sido definidas por

McDowell y otros (1979) como pertenecientes a la SVS, mientras que las rocas

intrusivas y volcánicas calcoalcalinas de edad Cretácico Superior-Eoceno, en la

misma área corresponden al CVI (McDowell y Keiser, 1977). Rocas del

Oligoceno-Mioceno están representadas por tobas riolíticas, andesitas y basaltos

depositados discordantemente sobre secuencias de rocas del Eoceno-Oligoceno

(Figura 18). Estas unidades representan el inicio de un vulcanismo bimodal que

continúa hasta el Mioceno temprano y que se compone de tobas riolíticas y flujos

de basaltos intercalados (McDowell y Claubaugh, 1979; Cochemé y Demant,

1991). La Formación Báucarit ampliamente extendida en el centro-este de Sonora

y en la mayoría de los valles del estado de Sonora, aflora en la parte sur del área

de estudio. Generalmente se encuentra cubriendo en forma discordante a rocas

más jóvenes, así como a rocas terciarias. La secuencia estratigráfica en la base

está representada por secuencias de tobas y flujos de composición andesítica,

sobreyacidas por intercalaciones de tobas dacíticas, riodacíticas y domos

riodacíticos. Estas secuencias son cortadas por diques y cuerpos intrusivos de

composición diorítica-granodiorítica con textura porfídica. Las rocas más jóvenes,

en contacto discordante sobre las secuencias dacíticas-riodacíticas, son unidades

ignimbríticas de composición riodacítica y riolítica con abundante biotita y cuarzo,

sobreyacidas por rocas de composición andesítico-basálticas en la base e

intercaladas con tobas arenosas y secuencias volcánicosedimentarias hacia la

superficie.



Figura 18 - Plano geológico del proyecto La India (modificado de NewMont, 2008).

Las rocas que se encuentran aflorando en el distrito son afectadas por una

gran cantidad de estructuras que se asocian a un evento tectónico de edad

Terciaria de tipo distensivo que dio origen a una fisiografía compuesta de sierras



separadas por valles con orientación NNW. De acuerdo con imágenes de satélite

y observaciones de campo, se pueden distinguir al menos tres principales

lineamientos estructurales, el primero con fallas normales NW 10°- 40° SE, con

zonas de semigraben producto de este desplazamiento. Este primer grupo de

estructuras es intersectado por un segundo grupo de fallas y fracturas con

dirección N10° W - N 20°E; ambos conjuntos de estructuras se han relacionado

con el evento tectónico del Basin and Range. Las unidades volcánicas se

observan regularmente pseudoestratificadas, con rumbos que oscilan entre NW

25°- 35°SE y 10°- 35 ° de inclinación hacia el NE y SW (king, 1939).

El arreglo estructural en el proyecto se conforma por una gran cantidad de

fallas de tipo normal orientadas principalmente NW y NE 10°- 25° con ángulos de

inclinación entre 60°- 80° hacia el NE y NW, algunas veces dispuestas una tras

otra formando escalonamiento y fuerte fracturamiento-brechamiento,

acompañados de un grupo de estructuras con orientación casi E-W y otras N-S

con una fuerte inclinación. También se pueden observar zonas de brecha con

fragmentos subangulosos a subredondeados, cementadas por una fuerte

silicificación + hematita. Estas brechas afectan a rocas silicificadas, las cuales

frecuentemente presentan valores interesantes de Au.


La mineralización económica consta principalmente de Au con menores

cantidades de Cu en forma de enargita y escasa calcopirita hospedada en las

secuencias dacítica-andesítica de edad Eoceno-Oligoceno. Ésta se halla

fuertemente asociada a zonas con alteración sílice “vuggy”, con 15% - 30% de



pirita fina diseminada y en fracturas con trazas de alunita > caolinita, en cuerpos

subestratiformes a irregulares, con valores promedio de 1.5 gr/t de Au. Así mismo

está asociada a zonas con fuerte brechamiento y fracturamiento relleno de

cuarzo-hematita, hematita especularita y en ocasiones barita también con valores

por encima de 1 gr/t de Au. Se tienen zonas con alta ley de hasta ±10 gr/t de Au

por debajo de grandes cuerpos silicificados (sílice masivo) y en las zonas de

contacto con rocas alteradas a sílice-alunita y sílice-arcilla fuertemente

fracturadas y brechadas, y presencia de dickita, alunita y caolinita + óxidos de

fierro (hematita) en vetillas y fracturas.

La alteración se muestra como el zoneamiento típico de un sistema

epitermal del alta sulfuración según el modelo de Hedenquist y otros (2000). A lo

largo y ancho de todo el distrito se pueden observar extensas zonas de roca

fuertemente silicificadas que son bordeadas por un halo de alteración compuesta

por moderada a débil silicificación con un variable contenido de arcillas y zonas

con débil cloritización a propilitización en las partes distales (Figura 19). La

alteración argílica avanzada además de la presencia de arcillas también presenta

diferentes tipos y grados de silicificación con tonos que van de gris claro-blanco y

con un reemplazamiento total de la roca eliminando por completa su textura y

composición original, y dispuesta en forma de estratos que pueden alcanzar hasta

30 m de espesor. De los diferentes tipos y grados de silicificación se tiene sílice

vuggy el cual se presenta como una fuerte silicificación, en donde la textura y la

composición del protolito se pierden por completo y donde fragmentos y cristales

han sido removidos y la matriz profundamente reemplazada por sílice, dando



origen a una roca sumamente porosa y permeable. El sílice calcedonico-opalino,

es caracterizada por una fuerte alteración silícea de color blanco lechoso. El sílice

alunita corresponde a una moderada a fuerte silicificación con un marcado

contenido de alunita + caolinita>alunita que bordea los cuerpos de sílice masivo y

sílice “vuggy”. El sílice “clay” (sílice-arcilla) corresponde con un grado de

silicificación débil asociado principalmente a arcillas como caolinita, dickita, alunita

illita y montmorillonita.

La alteración argílica se extiende en gran parte del área del proyecto, y

puede variar en intensidad de débil a moderada y fuerte. No presenta silicificación

y el contenido de arcillas como caolinita, illita y smectita es muy característico. Por

otro lado, la alteración propilítica se encuentra bordeando a las demás

alteraciones y con mayor frecuencia en superficie, también varía en intensidad de

débil a moderada y se identifica fácilmente por su coloración verdosa y la

presencia de minerales verdes como clorita-epidota + carbonatos.



Figura 19 - Plano de alteraciones del proyecto La India (modificado de NewMont,

2008).



VI.7 - Dolores

Dolores es un depósito epitermal de baja sulfuración de Au-Ag. Se localiza

en el lado W-SW del estado de Chihuahua, en las coordenadas geográficas

108.53°W, 28.64°N y cubre un área de aproximadamente 4.8 km² (Imagen 7).

La actividad minera en Dolores empezó cerca de 1860, cuando depósitos de

placer fueron encontrados en arroyos de los alrededores (COREMI, 1994).

Después, el distrito fue intermitentemente minado por pequeñas y medianas

compañías a mediados de los años 1990’s. Overbay y otros (2001), estimaron

una producción de 116,000 onzas de oro y de por lo menos 6 Moz de Ag que

fueron extraídas de vetas de alta ley. El distrito ahora se está explorando y la

compañía Minefinders Corporation limited, tiene estimado un recurso de 101 Mton

con una ley de 0.84 g/ton de Au y 40.8 g/ton de Ag, equivalentes a 2.73 Moz de

oro y 132.7 Moz de plata (incluidas reservas probadas y probables), confinadas

en un área de aproximadamente 2.8 km de largo y 600m de ancho (Minefinders

Corporation Limited, 2001).

VI.7.1 - Geología

La mineralización en el distrito, esta encajonada en rocas de El Complejo

Volcánico Inferior (CVI), cuyo espesor es de por lo menos 500 m, afectado por un

intenso fallamiento y magmatismo. El CVI en el distrito es caracterizado por flujos

y tobas de composición intermedia que están sobreyacidas por rocas

volcanoclásticas félsicas con intercalaciones de flujos latíticos. Estas rocas son

intrusionadas por pequeños cuerpos dioríticos y diques riolíticos a granodioríticos



(Overbay y otros, 2001). La SVS en el distrito, está compuesta de tobas riolíticas

e ignimbritas y está separada del CVI por sedimentos coluviales mal

consolidados. Coladas de basaltos se encuentran arriba de las rocas piroclásticas

riolíticas y están intercalados con una secuencia conglomerática regional llamada

el Conglomerado Báucarit de edad Mioceno medio - Plioceno.

Imagen 7 - Proyecto Dolores, vista panorámica del tajo tomada del SW

(Minefinders Corporation Ltd, 2009).

El Distrito de Dolores está localizado dentro de un rasgo topográfico de

forma ovoide, de más de 100 km de largo la cual podría corresponder a una

caldera, como sugiere Overbay y otros (2001). Localmente, el arreglo estructural



es dominado por dos grupos de fallas normales con rumbo NW: estructuras

orientadas N 20°- 50° W echadas 65° a 75° al SW y fallas escalonadas orientadas

N a N 20° W. El entorno geológico es el resultado de un régimen extensional con

volcanismo asociado. La prueba de esto, es la densidad de fallas y los tipos y

densidad de intrusiones (Domos, diques y apófisis), que son característicos de un

régimen extensional (Best, 2003) (Figura 20).


La mineralización ocurre frecuentemente como diseminación o stockwork

de vetillas, a lo largo de los contactos de los diques latíticos con los flujos

andesíticos y en la parte más baja de las tobas latítica. Estas latitas son un factor

crucial para la concentración de minerales de alta ley en el distrito, debido a que

estas rocas félsicas, al contrario de las andesitas previamente propilitizadas, son

más frágiles y vulnerables a la porosidad secundaria causada por tectonismo y

fluidos a alta presión, por lo tanto tienen mayor permeabilidad. Los cuerpos

mineralizados son más estrechos a profundidad y están restringidos de 5 a 10 m

de ancho, en forma de stockworks como alimentadores de alta ley, con baja ley

de Pb y Zn, también frecuentemente a lo largo de los contactos con intrusivos

(Overbay y otros, 2001). Las brechas hidrotermales preexisten a lo largo de

cavidades, como fallas y fracturas, éstas son también importantes receptores de

mineralización.

La mineralogía está representada por oro nativo, electrum y pirita aurífera;

con plata en forma nativa, acantita, estromeyerita, jalpaita, miargirita y localmente

asociada con psilomelano. Los sulfuros minerales reportados como accesorios



son: pirita, galena, esfalerita, calcopirita, bornita, arsenopirita, marcasita, y

gersdorfita. Otros minerales como fluorita, barita, yeso, estilbita y estellerita son

también encontrados en pequeñas cantidades. Aunque en bajas concentraciones,

el oro está presente en toda el área afectada por las intrusiones latíticas; sin

embargo, los cocientes de Ag/Au parecen ser la mejor guía para encontrar las

zonas mineralizadas, con los mejores valores >100:1 al centro del área

mineralizada, variando a 10:1 en el NW y SE, en los extremos del área, con

concentraciones de Ag incrementándose a profundidad. En los niveles medios y

superiores, la mineralización está asociada con As, Sb, <Hg, moderados a bajos

cocientes de Au:Ag, incremento de Pb y Zn, y trazas de Cu a profundidad

(Overbay y otros, 2001).

Adicionalmente a la alteración propilítica regional, existe silicificación,

adularización, propilitización, argilización y localmente alteración argílica

avanzada. El nivel de oxidación no está bien desarrollado, haciendo de Dolores

un depósito de mezcla de minerales hipogénicos y supergénicos en los niveles

más someros.

Overbay y otros (2001), basado en asociaciones geológicas, indicaron una

edad de mineralización en Dolores entre 38 y 35 Ma; también sugirieron que la

actividad hidrotermal fué acompañada por la disminución de los estados de

actividad magmática, relacionados al emplazamiento dómico, que según su

interpretación, pertenece al CVI. Estas observaciones son consideradas en la

mayor parte de los principales modelos epitermales.



Figura 20 - Plano geológico del distrito de Dolores mostrando los cocientes Ag:Au.

El área limitada por línea discontinua negra, representa el recurso evaluado y la

línea discontinua roja, es el límite del área mineralizada (modificado de Overbay y

otros, 2001).

VI - PRINCIPALES DEPÓSITOS EPITERMALES EN...

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