8/18/2019 Informe Rift Volcánicos Asociados a La Mineralización 2
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TEMA: RIFT VOLCÁNICOS SOCI DOS
L MINER LIZ CIÓN
Curso: Vulcanología
Docente: Díaz Huayna
Alumnos:
Aponte Padilla, Mery Tania
Bautista Suarez Jorge Luis
Samanez Trigoso Betsi Mariel
Universidad Nacional Mayor
De San Marcos
E.A.P. de Ingeniería Geológica
FIGMMG
Lima, 30 de Noviembre del 2015
C. U. UNMSM
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TABLA DE CONTENIDO
Contenido
1. INTRODUCCIÓN ..................................................................................................... 2
2.
GENERALIDADES DE RIFT ........................................................................................ 3
2.1 Petrografía. ............................................................................................................... 4
2.2 Composición química. .......................................................................................... 5
2.3 Elementos trazas .................................................................................................... 8
2.4 Isótopos radiogénicos. .......................................................................................... 9
2.5 Modelo petrogenético. ....................................................................................... 12
3. MINERALIZACIÓN ASOCIADAS ........................................................................... 17
3.1 Sulfuros masivos Vulcanogénicos (VMS) ........................................................... 17
3.1.1 Génesis ...................................................................................................................... 19
3.1.2 Mineralogía y zonación. ........................................................................................... 21
3.1.3 Alteraciones .............................................................................................................. 23
3.1.4 Clasificación .............................................................................................................. 24
4.
ZONAS DE RIFT EN EL PERÚ................................................................................... 26
4.1 ESTIRAMIENTO LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO SUPERIOR AL CRETÁCEO
MEDIO EN EL PERÚ Y BOLIVIA ................................................................................... 26
4.1.1 PRIMERA ETAPA DE DELGAZAMIENTO LITOSFERICO: PALEOZOICO SUPERIOR -
TRIASICO, COSTA DEL SUR DEL PERU .................................................................................. 28
4.1.2 SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTO LlTOSFERICO: PERMICO SUPERIOR -
JURASICO MEDIO, CORDILLERA ORIENTAL DE PERU Y BOLIVIA ................................... 33
4.2 ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICA DEL INTERVALO
PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR EN EL ÂREA DE MAL PASO – PALCA
(TACNA) ...................................................................................................................... 35
4.2.1 Evolución del margen occidental de Sudamérica (Gondwana) .......................... 37
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1. INTRODUCCIÓN
El magmatismo basáltico es la manifestación más espectacular de la
tectónica extensional en las placas continentales. Se prestará especial
atención al Rift de Africa Oriental por la gran diversidad magmática y la
actividad tectónica que lo caracteriza. Constituye además el rift continental
más grande y significativo, con un volumen erupcionado de 500.000 Km3, en
suma a con los 12.000 Km3 del rift de Río Grande (USA) o los 5.000 Km3del rift
Baikal (Rusia).
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2. GENERALIDADES DE RIFT
Las zonas de rift continental son áreas de extensión litosférica localizadas y
caracterizadas por una depresión central, flancos levantados y
adelgazamiento cortical. Con esta estructura generalmente se asocia un
alto flujo de calor, amplias zonas de levantamiento regional y magmatismo.
En general los rifts tienen pocas decenas de kilómetros de ancho y decenas
a centenares de kilómetros de largo y sus orígenes pueden deberse a
distintos factores tales como colisiones continente-continente (graben del
Rhin), o cuencas de retro-arco relacionadas a subducción (Río Columbia).
Pero todas originan procesos de fusión en el manto subyacente en respuesta
a tectónica distensiva. En general la velocidad de distensión es de dos
órdenes de magnitud menor, que las zonas de distensión oceánicas, con
valores de ~1 mm/año.
Modelos de desarrollo de rifts, pasivos y activos (Keen 1985).
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El espectro composicional de los magmas erupcionados es más amplio que
en los flujos de basaltos continentales. En general los basaltos pueden variar,
desde tipos subalcalinos transicionales a basaltos alcalinos, basanitas
subsaturadas en sílice, nefelinitas y más raramente magmas ultrapotásicos
como leucititas. En algunos rifts las carbonatitas están presentes y se asocian
con rocas subsaturadas en sílice. En general el volcanismo es altamente
explosivo y las rocas piroclásticas pueden dominar en las secuencias
volcánicas, lo que sugiere un enriquecimiento en volátiles en la región
fuente. En rifts antiguos erosionados (Gardar, Groenlandia; Oslo, Noruega)
han quedado expuestas las raíces, que están constituidas por rocas
plutónicas como sienitas, sienitas nefelínicas y granitos alcalinos que dieron
lugar en superficie a estrato-volcanes de traquita y fonolita.
2.1 Petrografía.
Dada la amplia diversidad de las ZRC se han seleccionado tres tipos
considerados representativos:
a) Suite de basanita-fonolita de Nyamberi range y E de Kenia.
b)
Suite basalto alcalino-traquita del rift Gregory de Kenia.
c) Suite transicional basalto-riolita del centro Boina de Etiopia.
La alcalinidad (Na2O+K2O %) de estas suites decrece desde (a) a (c),
con amplia variación textural desde tipos afíricos a fuertemente
porfíricos, siendo similares los minerales de los fenocristales y de la pasta.
Los minerales presentes son plagioclasa, olivino, clinopiroxeno rico en Ca,
óxidos de Fe y Ti, y apatito. Los minerales hidratados incluyen hornblenda
y biotita y están restringidos a los miembros más evolucionados de la suite
basanita-fonolita, al igual que la nefelina.
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2.2 Composición química.
Elementos mayores: Las lavas de las suites volcánicas de las ZRC pueden
ser clasificadas usando los diagramas (Na2O+K2O) versus SiO2 (Cox et
al. 1979), ya que los álcalis son incompatibles hasta estadios avanzados
de fraccionamiento.
En general el Na2O>K2O, aunque en sectores es lo inverso. En la figura,
se muestra que algunas suites volcánicas desarrollan un espectro de
composiciones de básico a ácido, mientras que otras son
marcadamente bimodales. Para las que muestran un rango de
variación continua es razonable suponer que los magmas más ácidos
serían producidos por cristalización fraccionada desde los basaltos
asociados. Mientras que en las suites bimodales, las relaciones entre
magmas básicos y ácidos no son obvias.
Diagrama total de álcalis vs. Sílice (Cox et al. 1979).
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A: Análisis químicos de la suite basanita-fonolita y B: bimodal basalto-riolita del Rift MonteKenya.
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En general los diagramas de variación responden a los efectos
combinados de cristalización polibárica, heterogeneidades de la
fuente, desarrollo de fusión parcial variable y contaminación cortical. Por
fuera de la aparente coherencia de estas tendencias, debe tenerse
cuidado en la interpretación de los datos que representan líneas
descendentes de líquidos verdaderos, que sólo son avalados cuando
están acompañados por estudios de elementos trazas e isótopos
radiogénicos. Por ejemplo en la siguiente figura se muestra la variación
del porcentaje de K2O versus SiO2 de los basaltos del rift de Etiopia. El
K2O se correlaciona positivamente con la sílice, con tendencia similar a
los Flujos Basálticos Oceánicos. La variación de estos elementos reflejaría
variable fusión parcial de una misma fuente, o también contaminación
cortical progresiva, lo que puede determinarse en base a los isotopos de
Sr-Nd y Pb.
En el ambiente tectónico correspondiente a las ZRC, las lavas más sálicas
pueden producirse por cristalización fraccionada desde magmas
basálticos temporal y espacialmente asociados, en combinación con
variable contaminación cortical. Alternativamente pueden producirse
por fusión de una fuente independiente, en condiciones de abundancia
de volátiles.
Las tendencias fuertemente segmentadas se interpretan como
dominadas por cristalización fraccionada de olivino y plagioclasa en
estadios tempranos. El clinopiroxeno no es dominante y puede cristalizar
junto con la plagioclasa. Es significativo que en la suite basanita-fonolita,
el clinopiroxeno domina la secuencia de fraccionamiento, mientras que
en la suite transicional basalto-riolita, la plagioclasa es la fase más
importante, lo que queda demostrado, para ambas suites en el
diagrama Al2O3 versus SiO2.
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Variación de % peso de MgO y Al2O3 vs. SiO2, en la suite Boina y campos de variación deK2O vs. SiO2 en Etiopía.
2.3 Elementos trazas
La Tabla anterior se muestra las composiciones químicas de basaltos y
lavas más evolucionadas de suites volcánicas del rift de Africa oriental y
Etiopia que se consideran representativos de los magmas de ZRC. Los
elementos trazas incompatibles son particionados en la fase fundida,
durante los procesos de fusión parcial e cristalización fraccionada. Los
miembros más básicos de estas suites tienen concentraciones bajas de Ni,
lo que sugiere que han sufrido fraccionamiento de olivino en el camino
hacia la superficie, que tiende a incrementar la concentración de los
elementos trazas incompatibles en el magma basáltico, con relación a los
magmas primarios ricos en MgO. Una característica de estas suites
volcánicas de Africa Oriental son las relaciones relativamente constantesde algunos elementos trazas incompatibles tales como: Nb/Zr, Ce/Zr, La/Zr
y Rb/Zr, en rocas con amplia variación de la SiO2. Sólo la cristalización
fraccionada puede preservar las relaciones de las concentraciones de los
elementos incompatibles ya que cualquier proceso de contaminación
cortical, tiende a cambiarlos.
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2.4 Isótopos radiogénicos.
Los datos de Nd-Sr del manto superior muestran considerable variación
isotópica y el manto litosférico subcontinental, preserva las
heterogeneidades isotópicas, que presentan magmas en diferentes
regiones fuentes de la placa intracontinental.
Elementos mayores y trazas para la suite basalto-andesita del Rift de Kenya.
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Aunque la composición química e isotópica de los reservorios son temas
de especulación, los xenolitos ultramáficos contenidos en kimberlitas y en
basaltos alcalinos continentales, confirman la existencia de
heterogeneidades que exceden de lejos a los rangos de los basaltos
MORB y OIB. La siguiente figura muestra la variación de 143Nd/144Nd
versus 87Sr/86Sr para un amplio rango de volcanes de la ZRC. Muchos
basaltos se proyectan dentro del campo mantélico que se definen como
basaltos oceánicos no-contaminados (MORB + OIB), mientras que otros se
proyectan fuera de ese campo. El rango de variación isotópica de los
basaltos de ZRC, podría explicarse en términos de su derivación desde un
reservorio en el manto. En general la fuente mantélica MORB no
constituye el mayor componente de los volcanes de ZRC. En su lugar se
debe considerar la posibilidad de que la mayoría derivarían de una pluma
de manto de fuente OIB (rifts activos) o desde litosfera subcontinental (rifts
pasivos).
Los isótopos de Pb presentan variaciones de las relaciones 207Pb/204Pb
versus 206Pb/204Pb para las rocas volcánicas de las ZRC, permiten
considerar la existencia de anomalías isotópicas a gran escala en el
manto superior, diferentes a los basaltos OIB, MORB y las kimberlitas grupos
I y II.
La composición isotópica de Pb en clinopiroxeno y anfíbol de los xenolitos
de lherzolita derivados de litosfera subcontinental y de una suite de
granulitas máficas derivados del límite corteza-manto, representan el
rango de composición isotópica de la l itosfera subcontinental.
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Las lavas pobres en SiO2 y ultrapotásicas del campo Kikorongo del rift
occidental de Africa, muestra variación isotópica de Pb. Esta lava tiene
alto contenido de Cr y MgO e incluye xenolitos derivados del manto, lo
que sugiere que han subido rápidamente a través de la corteza, sin haber
sufrido contaminación apreciable. Por otra parte las nefelinitas de
Nyiragongo muestran amplia variación isotópica de Pb con relaciones
206Pb/204Pb > 62. Para explicar estas altas relaciones isotópicasr, es
necesario que la región fuente haya sufrido fuerte metasomatismo para
causar el fraccionamiento extremo de U y Pb.
Diagrama de variación 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr, correspondientes a las ramas este yoeste del rift de África Oriental, para los distintos tipos de vulcanitas.
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Variación de las relaciones isotópicas de Pb, para las kimberlitas, OIB, MORB y Rift del E deAfrica.
2.5 Modelo petrogenético.
Actualmente se acepta que la formación de cuencas sedimentarias y rifts
intracontinentales están conectados por extensión y deformación de la
corteza y del manto litosférico. Los modelos teóricos asumen que el
componente mantélico de la litosfera es adelgazado más eficientementeque la corteza y como consecuencia el calor transferido hacia arriba
desde la astenósfera produce una aureola térmica que genera el
levantamiento o domamiento de las rocas corticales superpuestas. Dos
casos son considerados: A) Rift activo: el ascenso astenosférico causa el
levantamiento de la litosfera y controla la formación del rift. El ascenso de
material caliente, asociado con las dorsales medio-oceánicas o a una
pluma de manto simétrica a un eje. En estos ambientes los volcanes
deben preceder al rifting. B) Rift pasivo: es causado por deformación
diferencial en la litosfera. En este caso el rift se forma primero y el
levantamiento de los flancos continuaría debido al desarrollo de
pequeñas celdas de convección debajo de ellos. Se aplica como
mecanismo para el origen de algunas cadenas lineales de islas
oceánicas.
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En los modelos petrogenéticos de zonas de rift continental (ZRC) se debe
explicar la gran diversidad de magmas, desde melilíticos pobres en sílice,
basanitas y nefelinitas, pasando por carbonatitas y magmas
ultrapotásicos, así como rocas medianamente alcalinas y basaltos
transicionales. En general estos magmas de naturaleza alcalina,
enriquecidos en elementos litófilos de radio grande, sugieren derivación
mantélica y desde una fuente MORB astenosférica enriquecida. Esto
posiblemente se relacionaría a que por debajo de los rifts continentales la
fuente enriquecida involucrada, corresponde a litosfera subcontinental
antigua.
En la evolución de un rift se puede observar una progresión temporal
desde erupciones tempranas dominadas por magmas de origen
litosférico, a tardíos dominados por fuentes astenosféricas.
Un problema importante en el estudio del magmatismo de las ZRC son los
roles relativos que juegan el manto astenosférico y el litosférico en la
petrogénesis del espectro composicional de los magmas basálticos
primarios. El adelgazamiento de la litosfera puede producir una fusión
significativa por debajo del eje del rift desde la fuente de manto
astenosférico. Esto genera un cambio progresivo desde la fuente
astenosférica a la litosférica. La amplitud composicional de los xenolitos
transportados a la superficie por los basaltos alcalinos continentales y por
la kimberlitas, muestran marcadas heterogeneidades en los isótopos de
Sr-Nd-Pb.
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Bailey (1983) considera que las ZRC están caracterizadas por dos
asociaciones magmáticas distintas. La primera involucra a basaltos de
tipos transicionales a medianamente alcalinos, fuertemente alcalinos y
basanitas, los cuales fraccionan produciendo tipos más evolucionados
como hawaitas, mugearitas, benmoreitas, traquitas y riolitas alcalinas.
Mientras que la segunda asociación más altamente alcalina y
subsaturada en sílice, incluye a nefelinitas, melilitas y leucititas, las cuales
fraccionan a un residuo fonolítico.
Comparación de las características isotópicas de diversos reservorios magmáticosinvolucrados en la petrogénesis de (a) islas oceánicas y (b) basaltos de rift continentales
activos (McDonough et al. 1985).
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Barberi et al. (1982) han clasificado a los rifts intracontinentales en tipos de
altovolcanismo y de bajo-volcanismo, sobre la base del volumen de
material erupcionado. Ejemplos de rifts de bajo volcanismo son la rama
occidental del rift de Africa, el graben del Rhin y el graben del Baikal, que
además del bajo volumen de material erupcionado, muestran baja
velocidad de extensión cortical, volcanismo discontinuo, con un amplio
espectro de magmas basálticos y pequeños volúmenes de diferenciados
ácidos. Predominan magmas subsaturados fuertemente alcalinos
(nefelinitas, basanitas, leucititas), con tipos transicionales que se vuelven
más abundantes cuando el volumen de las erupciones se incrementa. En
este ambiente Bailey (1983) sugiere que las fracturas litosféricas profundas
permiten el flujo de volátiles desde la astenosfera causando
metasomatismo de la litosfera, que al sufrir fusión parcial provee los
componentes mayores para el magmatismo.
En contraste los rifts de alto volcanismo, tienen mayor velocidad de
extensión cortical, predominando los basaltos medianamente alcalinos,
con distribución bimodal de magmas ácidos y básicos. Como ejemplos se
citan sectores de Kenia y Etiopía del rift de Africa Oriental y sectores del
rift Río Grande (USA). En general muestran estrecha relación química con
los magmas básicos y ácidos que erupcionan en los mismos sectores del
rift. Así las fonolitas se asocian con nefelinitas y basanitas; las traquitas con
basaltos alcalinos; las riolitas peralcalinas con basaltos medianamente
alcalinos y riolitas subalcalinas. En la mayoría de los casos el magmatismo
ácido se habría originado por cristalización fraccionada de basaltos
asociados. El decrecimiento de la alcalinidad de los magmas
erupcionados con el tiempo, podría explicarse por incremento de la
fusión parcial con el ascenso de material astenosférico desde el manto.
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La composición química de los magmas erupcionados en zonas de rift de
placa intracontinental dependen de una variedad de factores que
incluyen la heterogeneidad química y mineralógica de la fuente
mantélica, el desarrollo de fusión, la profundidad de la fusión y la relación
de transferencia de magma a la superficie, así como la existencia de
reservorios de magma en niveles corticales someros. Generalmente estas
provincias están caracterizadas por campos de cono-cinder y lavas
basálticas que han ascendido relativamente rápido hasta la superficie sin
haber sufrido cristalización fraccionada o contaminación cortical
significativa. Estas provincias se caracterizan por el desarrollo de grandes
estructuras volcánicas centrales, con reservorios de magma cortical en los
cuales la cristalización fraccionada produce un amplio espectro de
composiciones intermedias, traquitas, fonolitas y riolitas alcalinas. Esto
muestra que la cristalización fraccionada en combinación con la
contaminación cortical, son procesos que controlan la evolución
geoquímica en muchos magmas de las ZRC.
McKenzie (1984) sugiere el ascenso convectivo de plumas de manto que
se originan en la discontinuidad sísmica a 670 km y los fundidos parciales
ascenderían indistintamente, tanto por debajo de las rocas oceánicas
como de las continentales. Esto sugiere que hay similitudes entre los rift de
intraplaca continentales y las islas oceánicas. La figura anterior presenta
modelos simplificados de estos dos ambientes, con estimación de las
composiciones isotópicas Sr-Nd de varios reservorios mantélicos en
procesos de fusión parcial, que son tomados de basaltos OIB y MORB-N.
En ambos casos, continentales y oceánicos, la intrusión de plumas de
manto en la base de la litosfera, aumenta la temperatura e inicia la fusión
parcial. Por lo que los fundidos del manto litosférico, son una mezcla con
fundidos derivados de la pluma, generando un espectro de
composiciones químicas e isotópicas.
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En las ZRC los basaltos derivan de lherzolita de espinela o granate y los
estudios experimentales indican que a baja fusión parcial de peridotita
con flogopita a profundidades por debajo del campo de estabilidad del
anfíbol, se producen fundidos parciales altos en K2O. La fuente de
magmas ultrapotásicos se ha atribuido a metasomatismo asociado a
estadios tempranos de rift continental.
3. MINERALIZACIÓN ASOCIADAS
En líneas generales los llamados rift volcánicos o rift oceánicos, se dan con
la finalidad de generar corteza oceánica la cual conlleva un proceso de
millones de años.
Es durante este proceso que encontramos relacionado la generación de
los llamados yacimientos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS).
3.1 Sulfuros masivos Vulcanogénicos (VMS)
Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como
depósitos VMS; de "volcanogenic massive sulfide") corresponden a
cuerpos estratiformes o lenticulares de sulfuros presentes en unidades
volcánicas o en interfases volcánico-sedimentarias depositadas
originalmente en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos
consisten en un 90% en pirita masiva aunque la pirrotina está presente
en algunos de ellos, pero contienen cantidades variables de Cu, Pb,
Zn, Ba, Au y Ag; siendo típicamente depósitos polimetálicos.
Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se
presentan en grupos y en áreas específicas o distritos están restringidos
a un nivel o a cierto número limitado de niveles estratigráficos. Estos
horizontes pueden representar cambios en la composición de las
rocas volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o
simplemente a pausas en actividad volcánica submarina. Existe una
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asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de mena
sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos. Debajo de los
depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork de venillas de
sulfuros en rocas intensamente alteradas, el cual parece haber sido el
alimentador de los fluidos hidrotermales que penetraron para formar
el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El stockwork mismo en
ocasiones puede tener leyes económicas.
Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan
origen a depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.
El orígen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han
formado por emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a
volcanismo submarino (Fig. 1) y se trata de depósitos singenéticos
formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la
que se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos
metalíferos se ha incrementado significativamente desde el
descubrimiento en 1970 de las fuentes termales submarinas en las
dorsales oceánicas conocidas en inglés como "black smokers" debido
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al color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina
debido a la precipitación microscópica de sulfuros producida por el
contacto entre el fluido hidrotermal a temperaturas de 250º a 380ºC y
el agua fría del mar. Estas fuentes termales se asocian a sistemas
hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas
marinas dentro de las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos
y su emisión como fluidos hidrotermales en fallas o fracturas sobre todo
a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional en las
dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica.
El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo
marino, mismos que normalmente constituyen >60% del depósito, esto
ocurre por:
1. Precipitación en el fondo marino
2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos
hidrotermales ascendentes
3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los
fluidos
3.1.1 GénesisAunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener
variaciones la evolución general es la siguiente:
Etapa 1: Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita,
baritina con cantidades menores de calcopirita por mezcla de fluido
a 200ºC con agua de mar.
Etapa 2: Recristalización y aumento del tamaño del grano de
minerales por efecto de circulación de fluido a 250ºC, continúa la
depositación de esfalerita, galena, etc.
Etapa 3: Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el
reemplazo de la porción inferior (mena amarilla) y redepositación de
minerales reemplazados más arriba.
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Etapa 4: Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu
disolución de calcopirita y reemplazo por pirita en la base del
depósito.
Etapa 5: Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al
depósito (esto también ocurre en las etapas previas), mucho SiO2 se
deposita en el stockwork subyacente.
Etapa 6: Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los
depósitos que quedan expuestos a la acción marina se oxidan y se
destruyen por acción de meteorización submarina transformándose
en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita.
Solo si los depósitos son cubiertos se evita la meteoricación submarina
y los depósitos pueden preservarse.
Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en
fondos marinos, de modo que su incorporación a áreas continentales,
donde ellos se explotan, se produce por fenómenos tectónicos,
principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que
los depósitos generalmente presentan una notable deformación
tectónica incluyendo pliegues y fallas. En las últimas décadas se han
reconocido varios de estos depósitos recientes en las dorsales
oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los depósitos
submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles
efectos en el medioambiente marino.
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Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación
detallada en el texto).
3.1.2 Mineralogía y zonación.
La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos
es simple y corresponde a una mezcla de sulfuros metálicos
dominados por pirita y/o pirrotina con cantidades variables de
calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la
bornita y calcosina pueden ser constituyentes importantes y pueden
estar presentes cantidades menores de arsenopirita, magnetita y
tenantita-tetrahedrita. Con el aumento del contenido de magnetita
estos depósitos gradan a menas masivas de óxidos. La ganga es
principalmente cuarzo y baritina, pero ocasionalmente se presenta
carbonato, clorita y sericita.
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La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos están zonados. La
galena y esfalerita se ubican en la mitad superior de los depósitos,
mientras que la calcopirita se concentra en la porción inferior y grada
hacia abajo a un stockwork de venillas.
Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas
originales parecen ser de bandeamientos coloformes de los sulfuros
con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente reflejando la
depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la
recristalización por la circulación subsecuente de los fluidos calientes
y/o por metamorfismo posterior, lo que destruye el bandeamiento
coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar en
minerales bandeados en la sección superior rica en Zn de los
depósitos, mientras que la parte rica en calcopirita raramente está
bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones angulosas de
rocas volcánicas y estructuras de sedimentos blandos (deslizamientos,
marcas de carga; "slumps", "load casts"). Es relativamente frecuente la
brechización hidrotermal en la porción inferior de los depósitos
originando brechas mineralizadas, asimismo los deslizamientos
subacuáticos pueden originar menas brechosas.
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Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico de zonación de
calcopirita – pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ±
esfalerita ± galena y esfalerita ± galena ± pirita ± baritina en la parte
superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de rocas alteradas
(cuarzo, sericita, siderita, cloritoide) con stockwork de sulfuros.
3.1.3 Alteraciones
La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas
subyacentes, siendo la sericitización y cloritización los tipos más
comunes (Fig. 5). La alteración tiene una forma general de chimenea
y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El
diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma
de cono invertido) y su porción más ancha coincide con la mena
masiva.
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Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociados
a depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénico; las dimensiones del
sistema hidrotermal pueden variar, pero los depósitos mayores se asocian a
los sistemas más grandes.
3.1.4 Clasificación
Los depósitos de sulfuros volcanogénicos presentan una división
geoquímica en hierro, hierro-cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe
destacarse que si bien existen depósitos de pirita sin cobre, nunca se
encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino que siempre
acompañados de sulfuros de Fe. Desde el punto de vista económico
existen solo dos grupos los de Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu. Algunos
depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o Au. Si
bien en términos generales existen esos dos grupos principales de
sulfuros masivos, existen varios tipos en la literatura dependiendo del
marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber:
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Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos
de conjuntos ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados
en fondos oceánicos profundos con volcanismo basáltico. Los
ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar
Mediterráneo.
Tipo Besshi: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con
aporte terrígeno, grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de
intraplaca. Formados en cuencas sedimentarias marinas profundas
con volcanismo basáltico.
Tipo Kuroko: Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con
lavas toleíticas y lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en
cuencas marinas someras con volcanismo explosivo con formación
de calderas en sectores de trás-arco. Los ejemplos típicos se
encuentran en Japón formados en una cuenca marginal.
Tipo Noranda o Primitivos: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas
volcánicas totalmente diferenciadas desde basaltos a riolitas en
cuencas marinas de
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4. ZONAS DE RIFT EN EL PERÚ
4.1 ESTIRAMIENTO LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO
SUPERIOR AL CRETÁCEO MEDIO EN EL PERÚ Y BOLIVIA
La síntesis de los datos provenientes de las cuencas sedimentarias
neopaleozoicas y mesozoicas de los Andes de Perú y Bolivia (8°S-22°S) y de
su magmatismo asociado indica que el margen sud occidental de
Gondwana fue sometido a varios episodios de estiramiento litosferlco
durante el intervalo Paleozoico superior - Cretáceo medio. Un estiramientopronunciado afecto el margen del extremo sur del Perú a partir del
Carbonífero; el registro tanto sedimentario como magmático de la región
de Tacna sugiere que se formó una cuenca de tipo marginal donde se
derramaron volúmenes considerables de rocas volcánicas básicas entre el
Pensilvaniano y el Triásico. EI registro sedimentario observable en la cuenca
de Arequipa, que resulto de esta evolución, indica que el estiramiento
litosferico culmino en el Jurásico medio, después de haber producido una
subsidencia considerable.
Más al este, procesos de rifting se iniciaron recién en el Pérmico superior en
la Cordillera Oriental del Perú central y se propagaron hacia el sur (Bolivia)
hasta el Jurásico medio, a 10 largo de un eje que coincide con la Cordillera
Oriental actual. En el Pérmico superior - Triásico, el rifting produjo grabenes
subsidentes que fueron lIenados por los depósitos aluviales rojos y vulcanitas
del Grupo Mitu. EI inicio del rifting parece haber sido diacrónico,
propagándose de norte a sur: edades isotópicas sobre el magmatismo Mitu
tienden claramente a ser más viejas (Permico superior) en el norte, aunque
edades pérmicas (280-260 Ma) también han sido reportadas al oeste y sur
del Lago Titicaca. Estratos syn-rift del Mitu se depositaron aparentemente
más temprano en el norte que en el sur, donde sobreyacen a una unidad
parcialmente marina del Pérmico superior - Triásico inferior que no se
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depositó en un contexto de rift. La depositación de los carbonatos post-rift
del Grupo Pucara progreso de norte a sur a 10 largo del eje del rift Mitu, pero
no penetro al sureste de Cusco.
Un estiramiento litosferico titoniano es registrado en el oeste del Perú central
por el abrupto hundimiento tectónico de la cuenca Chicama. Más al sur,
en la Cordillera Oriental, la terminación del rifting fue seguida por la
creación de leves relieves: una inversión suave del sistema de rift de la
Cordillera Oriental en el Jurásico superior Cretáceo inferior es registrado
por la progradación coetánea, hacia el oeste, de sedimentos detriticos
localmente gruesos, así como por una superficie erosional pre-cretácea
desarrollada sobre áreas levantadas que coinciden el eje de rifting activo
durante el Pérmico superior - Triásico, A 10 largo de la región costera central
actual, es decir al oeste de todas las áreas mencionadas hasta ahora, un
estiramiento litosferico de edad Cretáceo medio es comprobado por la
subsidencia considerable y el vulcanismo submarino de la cuenca de
Huarmey.
La evolución del margen centro-andino fue pOI'10 tanto dominada por
estiramiento litosferico durante -250 Ma, Este largo periodo termino
alrededor de -93-89 Ma con el inicio del engrosamiento cortical andino. Los
episodios mayo res de estiramiento litosferico (Carbonífero [costa sur] 0
Pérmico superior [Cordillera Oriental] a jurásico medio; Cretáceo medio
[Perú central]) reflejan posiblemente una evolución de los patrones de
circulación astenosferica producidos por la subducción y convección
mantelica a gran escala.
Las heterogeneidades litosfericas producidas por estos procesos han
lógicamente influenciado en forma importante la distribución y las
modalidades de las deformaciones más jóvenes, En particular, el Altiplano
correspondía a un dominio paleo tectónico con espesor l itosferico "normal",
que era Ilimitado por dos áreas alargadas caracterizadas por una litosfera
adelgazada. La Cordillera Oriental de Perú y Bolivia parece resultar de la
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intensa inversión tectónica, durante el Oligoceno superior - Neogene, del
área adelgazada más oriental.
4.1.1 PRIMERA ETAPA DE DELGAZAMIENTO LITOSFERICO: PALEOZOICO
SUPERIOR -TRIASICO, COSTA DEL SUR DEL PERU
Estudios recientes (Jacay et aI., 1999; Pino et 2004 amplían al Paleozoico
superior la idea que el margen centro-andino estuvo sometido a
adelgazamiento litosferico desde el Pérmico superior hasta el Cretáceo
medio (Sempere et aI., 2002, y este trabajo). En efecto, en el area de Tacna
(Pino et aI., 2004 [este volumen) y en general a 10 largo de la costa sur-
peruana (Pocoma, al norte de 110, inédito; Punta de Bombón, según W.
Martinez, INGEMMET, com. pers.; área de Chala - Puerto Viejo, inédito; áreade Paracas, INGEMMET, por confirmar), la ausencia de un hiato
cronológico perceptible entre el Grupo Ambo y la potente serie volcanica
sobre yacente (Forración Chocolate y equivalentes) sugiere fuertemente
que la base de la ultima es inmediatamente posterior al Grupo Ambo y
por 10 tanto de edad Carbonífero "medio", Esta ausencia de hiato esta
ilustrada en el área de Mal Paso (Tacna) por la presencia de una
colada basáltica intercalada en estratos relativamente finos del Grupo
Ambo.
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La asociación estratigráfica entre el Grupo Ambo y la potente formación
Chocolate, la cual se interpreta como producto de un magmatismo de
arco y tras-arco extensional (Sempere et al., 2002), sugiere también que
el Grupo Ambo se acumulo en grabenes formados en una etapa
temprana de una misma evolución en régimen marcadamente
extensional (pino et al., 2004 [este volumen)).
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En efecto, el Grupo Ambo se caracteriza por una tectónica sinsedimentaria
en fallas normales (Palacios, 1995). Bajo este punto de vista, se propone
que el Grupo Ambo representa una unidad depositada al inicio de
un largo periodo de estiramiento del margen peruano. EI estiramiento
produjo con el tiempo un adelgazamiento litosferico que permitió que
magmas alcanzaran la superficie. Esta deduce ion está comprobada
por la evidencia de un volcanismo importante de edad Carbonífero
"medio" en la parte cuspidal del Grupo Ambo del Perú central (Cordi Ilera
Oriental y Faja Subandina), donde se ha descrito local mente mas de 600
m de ignimbritas, andesitas y/o dacitas intercaladas con depositos
continentales (Megard, 1978). Hacia al este, piroclastitas algo
retrabajadas están constantemente intercaladas en 10 que se describe
como la parte basal (Pensilvaniano temprano) del Grupo Tarma (Megard,
1978). La hipótesis que las coladas básicas a Estiramiento litosferico,
Paleozoico superior a Cretáceo medio, Perú y Bolivia
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4.1.2 SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTO LlTOSFERICO:
PERMICO SUPERIOR -JURASICO MEDIO, CORDILLERA ORIENTAL DE
PERU Y BOLIVIA
EI rifting Pérmico superior - Triásico se desarrolló diacronicarnente en la
Cordillera Oriental de Peru (Megard,1973,1978; Laubacher, 1978; Nobleet
al., 1978; Dalmayrac et al., 1980; Kontak et al., 1985; Rosas & Fontbote,
1995; Rosas et al., 1997; Jacay et al., 1999), extendiendose a Bolivia en
el Triásico- Jurásico medio (McBride etal., 1983; Sempere, 1995; Sempere
et al., 1998, 1999,2002). EI eje principal del sistema de rift coincidía
aparentemente con el eje de la Cordillera Oriental en ambos países Lareconstrucción del sistema de rift en mapa muestra que este se
separaba en dos ramales a -I 90S EI ramal sureste, "de Entre Rios", se
extendía en la Faja Subandina Chaqueria y se amortiguaba en el área
de la frontera entre Bolivia y Argentina. EI ramal austral, "de Tu pi z a ",
tiene ah or a una or ie n t ac io n NOIOE y aparentemente se extiende
en la Puna argentina. En mapa, esta geometría paleotectonica recuerda
el actual sistema de rift del mar Rojo, que se separa al norte entre eI inactivo
gol fo de Suez y el rift activo del gol fo de Aqaba, el cual se prolonga por el
sistema transcurrente del mar Muerto
En 10 que sigue consideramos el "ramal de Tupiza"como la continuacion
austral del eje principal del rift, En el Perú, estratos de edades pérmicas a
jurásicas se reparten entre los grupos Mitu y Pucara, que se
depositaron respectivamente en contextos continentales y marinos
(McLaughlin, 1924; Steinmann, 1929; Harrison, 1943, 1951; Jenks, 1951;
Newell et al., 1953). EI Grupo Mitu aflora mayormente en la Cordillera
Oriental del Perú central y sur, y se acumu!o en grabenes subsidentes,
reflejando el rifting Pérmico superior-Triásico (e.g .. Megard, 1978;
Dalmayrac et aI., 1980; Kontak et al., 1985). AI noroeste de Cusco, el Grupo
Pucara (Triasico superior-Liasico) tiene una distribución más amplia
(Fig. 3); consiste dominantemente de carbonatos que se depositaron
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durante el hundimiento terrnico (thermal sag) que siguio el rifting inicial en
esta región; más al sur, areniscas fluvio-eolicas espesas se depositaron
durante este periodo de hundimiento térmico (Sempere et aI., 1998,
1999, 2000 a 2002).
En los grabenes producidos por el rifting, estratos del Paleozoico superior,
conformables o deformados, fueron general mente preservados por
debajo del Grupo Mitu, mientras fueron erosionados de los vecinos
hombros del rift (rift shoulders). Un magmatismo intenso ocurrió
comúnmente en profundidad bajo el piso de los grabenes, y se derramaron
rocas volcánicas predominantemente alcalinas. Edades isotopicas
coherentes obtenidas sobre rocas volcánicas y plutónicas indican que
el rifting Mitu se desarrolló del Pérmico superior al Jurásico medio (Tabla I;
ver Kontak et al. [1985, 1990], Soler [1991]. y Jacay et al. [1999], para
resefias).
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4.2 ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICA DEL
INTERVALO PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR EN EL
ÂREA DE MAL PASO – PALCA (TACNA)
Adan PINO l, ThielTY SEMPERE 2, Javier JACAy:I & Michel FORNARI
Observaciones nuevas efectuadas en el área de Mal Paso - PaIca (Tacna)
así como reinterpretaciones de informaciones publicadas conducen a
reformular la historia geológica local y regional. Esta evolución fue
dominada por un largo proceso de adelgazamiento litosférico a partir del
Paleozoico superior, el crecimiento local de un arco volcánico a partir del
Cretáceo inferior, y la migración del mismo hacia su posición actual en el
Eoceno superior u Oligoceno basal.
En su etapa incipiente el rifting produjo grabenes donde se depositaron la
Formación Machani y el Grupo Ambo. A partir del Pensilvaniano, el
adelgazamiento litosférico alcanzo un estado suficiente para producir
cantidades considerables de magma básico, cuyas coladas se apilaron
para conformar la potente Formación Junerata. Es probable que este
proceso lIego a crear una cuenca marginal al sur de 10 que hoy en día es el
sistema de fallas Incapuquio. La zona de estudio se encontraba en el borde
noreste de esta cuenca. En este borde de tipo pasivo, el proceso efusivo
termino en el Jurásico basal, mientras prosiguió en áreas ubicadas más al sur
(Arica, Morro de Sama, etc.).
La historia geológica regional fue dominada por el desarrollo de un proceso
de rifting de trasarco a partir del Paleozoico superior. La identificación de
este proceso es Lina clave fundamental para explicar la acumulación
posterior de una espesa sucesión volcánica y sedimentaria.
La actividad del magmatismo Junerata, la rápida profundización de las
facies en dirección suroeste registrada en las formaciones Pelado y San
Francisco, y el considerable espesor que presentan las unidades de edad
Paleozoico superior a Cretáceo inferior, son claros indicios del desarrollo de
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un cuenca muy subsidente en el extremo sur del Perú. Un proceso de rifting
también puede explicar la deposición de la Formación Machani y del Grupo
Ambo registrados en el área de Huacano: en efecto, es lógico considera'
que estos depósitos mayormente continentales representan los primeros
sedimentos acumulados en la etapa incipiente del proceso de rifting, que
en este casa se habría iniciado en el Devónico o Misisipiano.
Siguiendo esta hipótesis, la evolución geológica reconstruida en la zona de
estudio se puede resumir de la siguiente manera:
• Un proceso de adelgazamiento litosférico se inició en el Paleozoico superior
(Devoniano 0 Misisipiano inferior). En su etapa incipiente el rifting produjo
grabenes donde se depositaron la Formación Machani y el Grupo Ambo.
• En el Pensilvaniano, el adelgazamiento 1itosférico alcanzo un estado
suficiente para producir cantidades considerables de magma básico, coma
10 evidencian las numerosas coladas basalticas de la potente Formación
Junerata. Es probable que este proceso mantélico. Coma manifestado por
este abundante magmatismo que duro por 10 menos 120 Ma, llego a crear
una cuenca marginal.
• En la zona de estudio, que se encontraba sobre el borde noreste, "pasivo",
de esta cuenca marginal, el proceso efusivo termino en el Jurásico basal,
mientras prosiguió en áreas ubicadas más al sur (en Arica existen lavas
almohadilladas Calovianas; Douglas, 1920).
• Entre el Sinemuriano y el Valànginiano, la zona de estudio era parte del
margen continental subsidente, de tipo pasivo, de la cuenca marginal. Ahí
se acumuló una potente serie sedimentaria, que registra una profundización
durante el intervalo Sinemuriano-Toarciano medio, un estado de cuenca
profunda del Toarciano superior al Caloviano inferior, y una somerización por'
progradación clástica cuarzosa, desde el noreste, a partir del Caloviano,
hasta el Valanginiano.
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• Aproximadamente a partir del Hauteriviano, el registro estratigráfico indica
el desarrollo de un arco vo1canico en las cercanías de la zona de estudio.
• Un arco volcánico ocupo el área de estudio durante la época Toquepala
(Cretáceo inferior 0 superior – Eoceno medio 0 superior). El arco estuvo
ubicado en la actual Cordillera Occidental por' 10 menos a partir del
Oligoceno medio.
El sistema de fallas Incapuquio y Challaviento estructuro la parte de la
cuenca que corresponde a la zona de estudio, probablemente desde la
iniciación del rifting. Esta deducción plantea la posibilidad de que este
sistema es mucho más antiguo que 10 que se ha considerado hasta la fecha.
El eje de la cuenca se ubicaba al suroeste de la zona de estudio y tenga
probablemente una orientación noroeste-sureste, paralela al sistema de
fallas syn-rift registrado tanto en el área de Arequipa, coma en la zona de
estudio (Sistema de Fallas Incapuquio y Challaviento).
4.2.1 Evolución del margen occidental de Sudamérica (Gondwana)
El estiramiento del margen continental de Paleozoico superior a Cretáceo
inferior de Tacna Gondwana occidental durante el intervalo Pérmico
superior
- Jurásico medio genero una serie de cuencas alargadas de tipo rift, con una
orientación general SE-NO, a 10 largo de 10 que hoy en día es la Cordillera
de los Andes. Por ejemplo, un sistema de rift se desarrolló entre el Pérmico
superior y el Jurásico media en la Cordillera Oriental del Perú y Bolivia (Kontak
el al.. 1985; Sempere el al.. 2002a, 2004
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