UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA
FACULTAD DE INGENIERÍA
ESCUELA ACADEMICO PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA
GEOLOGÍA DE YACIMIENTOS MINERALES II
DEPÓSITOS DE SULFUROS MASIVOS
SEDIMENTARIOS Y VULCANOGÉNICOS
(VHMS – VMS)
ALUMNO :
GÁLVEZ RUBIO, EDUARDO JOEL AMRAM
DOCENTE :
ING. JOSÉ SIVERONI MORALES
CAJAMARCA – 2013
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GEOLOGÍA DE YACIMEINTOS MINERALES II
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RESUMEN
Los yacimientos de sulfuros masivos están relacionados en su mayor parte con las etapas
finales exhalativas de ciertos procesos volcánicos submarinos.
En función de su ambiente de deposición y situación tectónica se puede hablar de cuatro
tipos diferentes: tipo I (Chipre); tipo II (Besshi); tipo III (Kuroko) y tipo IV sedimentario
exhalativo (Sullivan).
Estos yacimientos son el resultado de dos procesos complementarios: actividad volcánica y
circulación convectiva de fluidos. Conjuntamente crean una solución salina, caliente,
débilmente ácida, fuertemente reducida y silicatada, que contiene hidrógeno e
hidrocarburos.
Una serie de factores tales como permeabilidad, densidad y temperatura del fluido que
asciende y se mezcla con el agua del mar, profundidad de la columna de agua y la
topografía del terreno entre otros van a ser los que determinen la situación final de las
masas de sulfuros en los tipos definidos por Colley.
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INTRODUCCIÓN
Estos yacimientos son el resultado de dos procesos complementarios: actividad volcánica y
circulación convectiva de fluidos. Conjuntamente crean una solución salina, caliente,
débilmente ácida, fuertemente reducida y silicatada, que contiene hidrógeno e
hidrocarburos.
Los metales Fe, Mn y en menor proporción metales base, nobles y de transición van a ser
extraídos de las series estratiformes marinas, volcano-sedimentarias y van a ser
transportados como complejos metálicos.
Los yacimientos de sulfuros masivos están relacionados en su mayor parte con las etapas
finales exhalativas de ciertos procesos volcánicos submarinos.
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.
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ÍNDICE
I. RESUMEN 02
II. INTRODUCCIÓN 03
III. ÍNDICE 04
IV. CAPÍTULO I
1. Depósitos De Sulfuros Masivos 07
V. CAPÍTULO II
1. Sulfuros Masivos Asociados A Rocas Volcánicas 17
2. Emplazamiento Geológico y Distribución 18
3. Modelo Idealizado 20
4. Mineralizaciones de Sulfuros Masivos Contemporáneos 21
4.1.Acumulación de Sulfuros Modernos en Chimeneas y Pilas 21
5. Yacimientos de S. M. Tipo Chipre 24
6. Yacimientos de S. M. Tipo Kuroko 27
7. Depósitos Tipo Bresshi 29
7.1.Características Geológicas 29
7.2.Depósitos en Colombia Asociados a Volcanismo 32
VI. CAPÍTULO III
1. Recursos Minerales en Cuencas Oceánicos para S.M. 34
1.1.Yacimientos Hidrotermales en Dorsales 34
1.2.Ambientes Geotectónicos de Depósitos de S.M. 44
1.3.Sulfuros Masivos Océano índico 53
1.4.Sulfuros Polimetálicos en Dorsales Back Arc 57
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VII. CAPÍTULO IV
1. Ambiente Exhalativo – Depósitos del Tipo VMS 60
2. Mineralización Exhalativa Submarina 61
3. Depósitos VMS Tipo Kuroko 62
VIII. CAPÍTULO V
1. Asociación Geológica de Canadá 68
2. Resumen 68
3. Definición 69
4. Distribución Geográfica 71
5. Grado y Tonelaje 71
6. Atributos Geológicos 73
6.1.Ambiente Tectónico 73
6.2.Escala de los Ambientes 75
6.3.Depósitos en los Ambientes de Escala 78
6.4.Modelos de Exploración 82
6.5.Criterios de Exploración Clave 84
7. Intervalo de Conocimiento 86
IX. TABLAS 89
X. FIGURAS 94
XI. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS 119
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ÍNDICE DE TABLAS Y FIGURAS
I. TABLA 1 89
II. TABLA 2 90
III. TABLA 3 91
IV. FIGURA 01 94
V. FIGURA 02 95
VI. FIGURA 03 96
VII. FIGURA 04 97
VIII. FIGURA 05 98
IX. FIGURA 06 99
X. FIGURA 07 100
XI. FIGURA 08 101
XII. FIGURA 09 102
XIII. FIGURA 10 103
XIV. FIGURA 11 104
XV. FIGURA 12 105
XVI. FIGURA 13 107
XVII. FIGURA 14 108
XVIII. FIGURA 15 109
XIX. FIGURA 16 110
XX. FIGURA 17 112
XXI. FIGURA 18 114
XXII. FIGURA 19 116
XXIII. FIGURA 20 117
XXIV. FIGURA 21 118
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CAPÍTULO I
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 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.
Fig. 1. Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a
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depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.
Fig. 2. Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico con 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.
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 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
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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
Fig. 3 Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales
involucrando precipitación, formación y colapso de chimeneas y reemplazo desde abajo.
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La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos del mundo son relativamente pequeños y e
La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos del mundo son relativamente pequeños y
el 80% de los depósitos conocidos está en el rango de 0,1 a 10 Mt (millones de toneladas
métricas). De estos la mitad contiene <1 Mt de mineral. Sin embargo, estos depósitos
pueden ser grandes o muy ricos (de alta ley) o ambos y su explotación puede ser muy
rentable, sobre todo cuando se explotan distritos en que existen numerosos cuerpos
mineralizados formando grupos compactos. Depósitos importantes de sulfuros masivos
ocurren en Canadá, Tasmania, España, Portugal y Japón.
En Chile no existen depósitos de sulfuros masivos de relevancia económica, aunque han
sido descritos mantos con pirita, pirrotina, calcopirita y blenda intercalados en esquistos
verdes paleozoicos en Tirúa, Casa de Piedra, Hueñalihuen, Trovolhue, Pirén y Corral en la
Cordillera de la Costa de Valdivia (Alfaro y Collao, 2000) y cuerpos de sulfuros masivos
cupríferos en esquistos y metabasaltos de la región costera de la XII Región (depósitos La
Serena y Cutter Cove; Vivallo, 2000).
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.
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 (Fig.2).
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Fig. 4. Esquema indicando la ubicación de las fuentes termales submarinas que depositan
depósitos de sulfuros en los fondos oceánicos.
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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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.
Fig. 5. Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociado 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.
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 <1 km de profundidad.
Actualmente presentes en las fajas de rocas verdes en los escudos precámbricos (como en
Canadá). Su marco tectónico es materia de debate, pero parecen haberse formado en
cuencas subsidentes limitadas por fallas, posiblemente en secciones de tras-arco.
Tipo SEDEX: Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras carbonosas,
areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde cuencas
sedimentarias por celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por calor
derivado de fuentes magmáticas subyacentes. Ej. Mina Aguilar en el noroeste de
Argentina.
Aunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener variaciones la
evolución general es la siguiente (ilustrada en la Fig. 6):
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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.
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 (Fig. 4),
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.
Como se muestra en la siguiente gráfica:
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Fig. 6. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación detallada en
el texto).
Los análisis de los fluidos que producen las acumulaciones de sulfuros masivos actuales
indican temperaturas variables entre 250º-380ºC (máximo ~420ºC), aunque existen
sistemas de baja temperatura (3-13ºC) en los que hay mezcla con aguas marinas en el
sustrato rocoso antes de ser emitidos en el fondo oceánico. En los depósitos antiguos como
por ejemplo los de Chipre, las inclusiones fluidas indican temperaturas de 300º-370ºC en
los niveles inferiores y de 260º-350ºC en los niveles superiores; en los depósitos de tipo
Kuroko de Japón las etapas tempranas indican 200º-300ºC y en la culminación de 250º-
350ºC.
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Los fluidos son de baja salinidad mayormente 2-4% en peso de NaCl; en Chipre son de 2,7-
4% en peso y en los Kuroko de 3-5% en peso. Los efluentes actuales de los fondos marinos
son de salinidad cercana a la del agua de mar, pero puede ser superior o inferior (~2-10%
en peso).
Los efluentes de fluidos a alta temperatura en profundidades abisales están sometidos a
presiones de >400 atmósferas (presión del agua del mar) de modo que el fluido no hierve al
ser emitido. Sin embargo, en algunos depósitos más someros puede producirse ebullición
de los fluidos al acercarse al fondo marino y ellos pueden presentar alteración argílica
avanzada (Ej. Sillitoe et al., 1996).
Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno indican que estos sistemas hidrotermales
involucran principalmente la circulación de aguas marinas en celdas convectivas activadas
por el calor del magmatismo de las dorsales oceánicas, aunque la composición isotópica es
modificada por la interacción entre agua/roca (alteración hidrotermal) y por el aporte de
fluidos magmáticos
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CAPÍTULO II
1. DEPÓSITOS DE SULFUROS MASIVOS ASOCIADOS A ROCAS
VOLCÁNICAS
Como grupo de yacimientos el término "sulfuros masivos", es difícil de definir y describir
ya que involucra aspectos como edad geológica, ambiente tectónico y composición de los
depósitos.
Son muy importantes económicamente porque aportan considerables cantidades de Cu, Zn,
Pb, Ag y Au y subproductos como Sn, Cd, Sb y Bi. Solo son superados en importancia
económica por los yacimientos de pórfidos cupríferos.
Son muchos los tipos de yacimientos que pueden pertenecer a esta categoría, por lo tanto
los depósitos se han clasificado de varias maneras:
• Sangster y Scott (1976) según el ambiente: volcánico, sedimentario y
volcanosedimentario.
• Hutchinson (1973) según la composición dominante: depósitos de Cu-Zn, depósitos
de Pb-Zn- Cu-Ag y de pirita-Cu.
• Sawkins (1976), según características del depósito y su ambiente tectónico:
Tipo Chipre, formados en centros de expansión oceánica y post arco.
Tipo Kuroko, formados en ambientes relacionados a subducción (arcos de islas)
Tipo Besshi, en centros de expansión pero en rocas de caja sedimentarias
Con base en la litología de la roca de caja, se tienen dos depósitos principales:
1) Depósitos de sulfuros masivos asociados a rocas volcánicas (volcanogénicos).
2) Depósitos de sulfuros masivos asociados a sedimentos (exha. sedimentarios).
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Los depósitos de sulfuros masivos pueden encontrarse dentro de estratos volcánicos o en
rocas sedimentarias pero originadas en un régimen volcánico. Ejemplos de depósitos
antiguos están los de tipo Chipre y tipo Kuroko; entre los modernos se encuentran los
depósitos de reciente formación.
Un modelo de depósito puede considerarse como formado por 2 componentes:
Modelo descriptivo. Involucra el emplazamiento geológico, morfología, química,
mineralogía, zonación etc.
Modelo genético. Que es una explicación racional y consistente de las características del
tipo de depósito en términos de procesos geológicos conocidos o postulados.
Estos depósitos se forman por la descarga de soluciones hidrotermales en el piso oceánico
2. EMPLAZAMIENTO GEOLÓGICO Y DISTRIBUCIÓN
Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (SMV) ocurren típica, pero no
exclusivamente en los dominios que pueden definirse por rocas volcánicas submarinas
como lavas, rocas piroclásticas (de origen volcánico directo), volcanoclásticas (origen
volcánico indirecto) y shales o grawackas.
No presentan un ambiente geotectónico preferido, excepto que, como las rocas submarinas
por si solas, ellos son formados más comúnmente cerca de las márgenes de placas.
Los ambientes de formación de los depósitos SMV son:
- Dorsales oceánicas
- Centros de expansión en cuencas margínales
- Arcos de islas
Estos depósitos de SMV se encuentran en las márgenes de placas divergentes
(asociados a ofiolitas) que reflejan cordilleras meso-oceánicas o cuencas marginales en
separación (Depósitos tipo Chipre), en márgenes de placas convergentes en arcos de islas o
márgenes continentales (Depósitos de tipo Kuroko en Japón y el cinturón de pirita de
España y Portugal); asociados con islas volcánicas intraplaca y por supuesto en ambientes
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de placa más enigmáticos tal como los representados por cinturones de rocas verdes del
Arcaico. Estos depósitos no están asociados a ningún tipo petroquímico de roca volcánica,
se ha sugerido que existe una asociación preferencial de los SMV con las fases más
diferenciadas de un magma calcoalcalino.
En el tiempo tampoco se encuentra una distribución preferencial para estos depósitos desde
hace3.500 m.a. (Depósitos de Pilbara Block, Australia) hasta los depósitos modernos en el
Pacífico Este; en el cinturón volcánico del escudo canadiense se conocen cerca de 83
depósitos de SMV con edades entre 2650 y 2730 m.a.
Sangster (1980) calculó que el área promedio ocupada por un grupo de depósitos es de 850
km2, equivalente a un área circular de 32 km2 de diámetro con un promedio de 12
depósitos y 94 millones toneladas de mena.
Solomon (1976) dedujo que un 50% de los SMV están asociados espacialmente con
rocas volcánicas félsicas, los depósitos de SMV por sí solos se asocian con domos de riolita
o rocas félsicas fragmentales.
Hodgson y Lydon(1977) propusieron que muchos SMV se asocian a sistemas de fracturas
producto del resurgimiento de una caldera o intrusiones subvolcánicas.
Sangster (1980) calculó que el área promedio ocupada por un grupo de depósitos es de 850
km2, equivalente a un área circular de 32 km2 de diámetro con un promedio de 12
depósitos y 94 millones toneladas de mena.
Solomon (1976) dedujo que un 50% de los SMV están asociados espacialmente con
rocas volcánicas félsicas, los depósitos de SMV por sí solos se asocian con domos de riolita
o rocas félsicas fragmentales.
Hodgson y Lydon(1977) propusieron que muchos SMV se asocian a sistemas de fracturas
producto del resurgimiento de una caldera o intrusiones subvolcánicas.
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3. DE UN DEPÓSITO DE SULFURO MASIVO VOLCANOGÉNICO.
MODELO IDEALIZADO.
La morfología de un depósito individual puede ser la de un cuerpo tabular hasta la de un
cono de lado vertical. Las características más notables en los sulfuros masivos son: la
zonación química, mineralógica y textural de las menas, cambios metasomáticos de la roca
de caja dentro de la zona de la alteración hidrotermal y fuerte metasomatismo de sílice.
Está conformado por lentes concordantes de sulfuros masivos (Figura 22), compuestos por
60% o más de sulfuros, estratigráficamente es subyacido por una estoverca discordante de
tipo vetiforme con mineralización de sulfuros contenida en un conducto de roca alterada
hidrotermalmente.
El contacto de los lentes de sulfuros masivos con las rocas suprayacentes es concordante,
pero el contacto inferior con la zona de estovercas es gradacional. Un depósito simple
puede consistir de varias lentes de sulfuros masivos y su zona de estovercas; zona esta que
representa los canales cercanos a superficie y los lentes representan la acumulación de los
sulfuros precipitados.
Se tienen los minerales más comunes:
- Sulfuros. Pirita. En menor cantidad pirrotina, calcopirita, esfalerita, galena,
sulfosales y bornita, estas dos últimas son muy escasas.
- Óxidos. Magnetita, hematita, casiterita.
- Ganga. Cuarzo, clorita, barita, yeso, carbonatos y anhidrita.
Mediante una zonación:
Esta es quizás la característica diagnóstica más pronunciada. Se presenta un decremento
sistemático en la relación Cpy/(Esf+Gal) o sea Cu/Zn, desde el núcleo del conducto hacia
arriba y hacia los costados; pirrotina, magnetita y bornita tienden a concentrarse en el
núcleo de la zona de estoverca y en la zona donde la relación Cu/Zn es alta. Se piensa que
ésta zonación es el reflejo de la temperatura de depositación, el cobre sería llevado en
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fluidos de alta temperatura y el zinc en fluidos de baja temperatura. Altas temperaturas en
la base forman zonas ricas en cobre, mientras que las zonas ricas en zinc se forman en las
partes más altas a medida que la temperatura desciende gradualmente.
Cuando existe barita, esta se presenta en la zona donde hay más esfalerita y galena que es la
zona más externa de los lentes. La pirita es un mineral ubicuo pero tiende a concentrarse
más donde la esfalerita predomina sobre la calcopirita.
4. MINERALIZACIONES DE SULFUROS MASIVOS CONTEMPORÁNEOS
Sólo un 1% de los 50.000 km. (65.000 km.) de longitud de las cordilleras oceánicas (ridges)
se ha explorado en detalle en los cuales se han descubierto cerca de 60 campos
hidrotermales. La mayoría se encuentran localizados en el Océano Pacífico donde ocurren
la mayoría de los "respiraderos" y los fluidos hidrotermales emanan directamente de un
sustrato volcánico.
La temperatura de los fluidos hidrotermales fluctúa entre 400° c en algunos respiraderos
hasta unos pocos grados bajo temperatura ambiente en el mar. Las salmueras del Mar
Muerto presentan salinidades 7 veces mayores que las de los océanos actuales con
temperaturas de más de 200° C.
4.1.Acumulación De Sulfuros Modernos En Chimeneas Y Pilas
El crecimiento de una chimenea de sulfuros se inicia por la precipitación de anhidrita
(CaSO4) en la parte interna de la chimenea, la anhidrita precipita del agua de mar porque su
solubilidad decrece con el incremento de la temperatura. En el agua de mar moderna, si se
incrementa !a temperatura a 130 °C se precipita CaSO4 . Esta pared porosa continua
creciendo, aunque el calcio puede ser aportado por los fluidos hidrotermales, análisis de
isótopos indican que el sulfato de la anhidrita se deriva del agua de mar. La mayoría del
material hidrotermal fluye hacia arriba, a lo largo del conducto central de la anhidrita y
descarga en el agua circundante, sin embargo una proporción pequeña (aproximadamente
un 1%) del fluido hidrotermal fluye a través de los poros de la anhidrita, los minerales son
atrapados en los poros de esta.
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Figura 22. Características esenciales de un depósito idealizado de sulfuros masivos
vulcanogénicos. (Tomado de John W. Lydon)
FLUIDO HIDROTERMAL AGUA DE MAR
- T° mas de 300° C - 2° C
- Acidez aprox. 3.5 - Alcalina, PH aprox. 7.8
- H2S Mayor que SO4 - Oxidante SO4 Mayor H2S
Las chimeneas presentan un diámetro entre 2.7 y 4.7 cm, con un crecimiento diario entre 8
y 30 cm, el flujo de salida de las partículas esta entre 1-2.4 m/s con un tamaño aproximado
entre 1-3 micras, las cuales se han detectado que han viajado hasta 750 km. desde la fuente
o chimenea. Una chimenea madura tiene como estructura característica una zonación
concéntrica de calcopirita (+/- Isocubanita +/- pirrotita).
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La teoría de la volcanogénesis para la mineralización en los sulfuros masivos tiene gran
apoyo por el descubrimiento de los yacimientos metálicos que se están formando
actualmente por aguas calientes en el mar Rojo, donde el Fe, Cu, Zn y Ag están presentes
en cantidades apreciables.
Las aguas salinas calientes concentradas y los metales se encuentran en 18 fosas oceánicas
diferentes, las fosas se asemejan a calderas con una temperatura promedio de 56° y
salinidad de 255 p.p.m. Las fosas están alineadas a lo largo de una zona de fractura y la
actividad volcánica está muy involucrada con la formación de las aguas salinas y calientes.
Igualmente en los sistemas de cordilleras meso-oceánicas, se generan grandes volúmenes
de magma y hay una intensa actividad hidrotermal, se acepta la idea de que ciertos
complejos ofiolíticos, en cadenas orogénicas jóvenes, tenían características similares a las
de estas áreas oceánicas.
En los sitios de actividad hidrotermal presentes en las dorsales se encuentran depósitos de
sulfuros masivos recientes, conocidos como "fumarolas negras". Los sitios específicos se
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localizan principalmente en la Dorsal del Pacífico Oriental y en las islas Galápagos, allí hay
manaderos hidrotermales cuyas descargas por sus características minerales se han
denominado fumarolas blancas y negras; las blancas contienen pocos sulfuros, los
materiales formados son principalmente de barita y sílice; las negras, descargan abundantes
sulfuros de Fe, Cu y Zn que pueden tener estructuras columnares de varias dimensiones,
recubiertas generalmente por óxidos de Fe.
Las muestras recolectadas allí se caracterizan por su mineralogía particular, su textura
bandeada y porosa, como la de gel o coloidal, y arreglo zonal de sulfuros.
En los depósitos de la dorsal del pacífico hay una íntima asociación de sulfuros de alta
temperatura como calcopirita y pirrotina con otros que muestran textura de gel o coloidal
(marcasita, pirita, melnikovita, blenda zonada), los elementos más importantes son Fe, Zn,
Cu en un rango muy amplio, a veces hay valores altos de Cu y/o Zn, y es común una
ausencia casi total de Pb.
5. YACIMIENTOS DE SULFUROS MASIVOS TIPO CHIPRE
Los sulfuros masivos de Chipre, se relacionan con el Complejo Ofiolítico de Troodos, se
formó en un centro de expansión submarina, que se desarrolló durante el Cretácico Tardío,
se ha interpretado como generado en una dorsal meso-oceánica o como producto de un arco
de islas.
En general se involucra un basamento oceánico que se movió desde el suroeste,
como consecuencia de una subducción y que fue levantado a su posición actual,
apreciándose una estructura dómica, constituida por una secuencia de rocas ultramáficas y
gabros que forman el núcleo, rodeado de zonas concéntricas de rocas volcánicas.
En la zona se conocen unos 90 depósitos con tamaños desde 0.5 hasta 15 millones de
toneladas de mineral con contenidos hasta el 6% de Cu. Los depósitos se encuentran en las
capas superiores de las lavas almohadilladas. Un yacimiento típico tiene forma de batea,
puede ser lenticular a irregular y presenta zonación vertical así:
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- Sedimentos pelágicos(Chert)
- Zona masiva de pirita, marcasita, calcopirita y esfalerita
- Zona silícea en la parte basal
La forma del depósito se resume de la siguiente manera: lentes concordantes de sulfuros
masivos suprayaciendo una zona de estoverca (cuarzo y sulfuros) en la cual la roca de caja
se presenta con una intensa alteración hidrotermal (lavas brechadas de basalto cloritizado) y
rellenando fracturas de las lavas almohadilladas.
La zona masiva es rica en pirita y cantidades variables de marcasita y calcopirita, en menor
cantidad esfalerita con un horizonte ocre en la parte superior y en la mena silícea que es la
parte basal. Los horizontes ocres son zonas de cuarzo, goethita y algo de jarosita(por
alteración secundaria de la pirita) e illita, resultado de los sulfuros expuestos a oxidación
submarina.
La mena masiva ocurre de dos formas:
- Como bloques conglomeráticos de sulfuros en una matriz de sulfuros sacaroides.
- En una zona compacta, debajo de la anterior, de grandes bloques de pirita
separados por fracturas rellenas con pirita sacaroide.
De la misma forma se reconocen las siguientes características:
- AMBIENTE DEPOSICIONAL Y EMPLAZAMIENTO GEOLÓGICO:
Los lentes de sulfuros comúnmente se encuentran en basaltos marinos
calcoalcalinos o toleíticos, comúnmente almohadillados, cerca de una transición con
sedimentos argílicos suprayacentes. Muchos lentes parecen estar controlados
estructuralmente, alineados cerca de fallas normales de ángulo alto.
- EDAD DE LA MINERALIZACIÓN:
Cualquier edad. Los depósitos de la Columbia Británica son Mississipiano-
Permicos o del Triásico Tardío.
- TIPOS DE ROCAS ASOCIADAS:
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Flujos de basaltos o lavas almohadilladas toleíticas o calcoalcalinas, tobas
basalticas, chert, argilita. Las capas suprayacentes denominadas ocre, son laminas
pobres en manganeso y ricas en hierro, conteniendo goethita y maghemita (Fe3O4-
Fe2O3) y cuarzo o chert.
- MINERALES DE MENA:
Pirita, calcopirita, magnetita, esfalerita, en menor cantidad marcasita, galena,
pirrotita, cubanita, estannita-besterita, hematites, algunas veces goetita por
alteración de las partes superiores de sulfuros.
- MINERALES DE GANGA. Talco, chert, magnetita clorita.
- MINERALOGÍA DE LA ALTERACIÓN:
Clorita, talco, carbonatos, sericita y venas de cuarzo en el núcleo de la zona de
estoverca, algunas veces con una capa delgada de alteración de albita e illita.
- CONTROLES DE LA MENA:
Tienen un gran control estructural en grupos o alineamientos de lentes de sulfuros a
lo largo de fallas normales, cerca a la transición de basaltos máficos
almohadillados; son menos comunes en tobas máficas
- TEMPERATURA DE FORMACIÓN:
Por estudio de las inclusiones fluidas se considera que la temperatura de formación
es del orden de los 350 °C.
Chipre se explotó principalmente para pirita, su importancia actual está en la obtención de
cobre. También recuperan oro y plata de los sedimentos residuales de la desintegración de
la pirita.
Tenor y tonelaje. El promedio de un depósito de 1.6 toneladas es de 1.7% Cu, 0-33 g /t Ag
0-1.9 g/t Au, 0-2.1% Zn.
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Los valores de Zn son muy bajos. La presencia de cobalto en la pirita llega hasta un 0.06%.
Otros yacimientos de este tipo se han encontrado en las ofiolitas de Filipinas y Turquía.
Alrededor del mundo estos depósitos son importantes más por sus altos tenores y naturaleza
polimetálica que por su tamaño.
6. YACIMIENTOS DE SULFUROS MASIVOS TIPO KUROKO
Las menas de Kuroko del Japón son el ejemplo clásico de yacimientos volcanogénicos de
sulfuro masivo, asociados con rocas volcánicas (tobas verdes) y sedimentos fosilíferos del
Mioceno. Figura 23.
Figura 23. Modelo idealizado de un depósito de sulfuro masivo tipo kuroko.
Kuroko significa material negro. El término tipo Kuroko, se aplica comúnmente a tres
categorías de la mena según la composición mineralógica:
- ¾ Las menas silíceas (KEIKO), contienen sulfuros, particularmente calcopirita,
diseminada a través de la roca muy silicificada.
- ¾ Las menas amarillas (OKO), son principalmente pirita con cantidades menores
de calcopirita.
- ¾ Las menas negras (KUROKO), son mezclas de esfalerita, galena, baritina y
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valores menores de pirita y calcopirita; localmente se encuentran cantidades
menores de wurtzita, enargita, tetraedrita, marcasita y otros minerales.
En la parte inferior del depósito, las rocas son principalmente andesitas y dacitas, y rocas
más félsicas hacia la parte superior. Las riolitas y dacitas normalmente se encuentran
brechificadas.
La roca encajante está constituida por flujos piroclásticos ácidos. El techo o respaldo
superior está constituido por formaciones volcánicas y/o sedimentarias, seguidas por una
zona silico-ferruginosa (generalmente cuarzo o chert y hematita). Luego sigue una zona
con baritina y la zona Kuroko. Más abajo le sigue la zona Oko o zona amarilla. Hacia la
periferia del depósito aparece la zona de anhidrita-yeso pirita, y luego la zona silícea o
Keiko. El piso está constituido por riolita silicificada y por rocas piroclásticas.
Son características de las menas tipo Kuroko, la laminación fina, paralela a los techos
tufáceos, texturas coloformes y capas brechoides de sulfuros. Los yacimientos son cuerpos
masivos lenticulares que suprayacen zonas de estovercas. Existe una zonación vertical y
lateral, Pb y Zn aumentando y Cu disminuyendo hacia arriba y lejos de los centros
mineralizantes. La baritina es abundante en las menas de Pb-Zn. Una alteración típica de
la roca de caja es la silicificación hacia el centro, sericitización y cloritización hacia afuera
de los depósitos. El K y el Mg aumentan y el Na disminuye hacia el cuerpo del mineral.
La mineralización de este tipo de yacimientos se explica a través de tres procesos
principales:
- ¾ Relleno de fisuras, diseminación o reemplazamiento por fluidos ascendentes, en
las rocas preexistentes, para las menas "keiko" o de estovercas.
- ¾ Precipitación química de fluidos y emanaciones mineralizantes provenientes del
fondo del mar, a través de sedimentos o de rocas volcánicas pre-existentes, para las
menas tipo "Kuroko" y "oko" de sulfuros masivos.
- ¾ Sedimentación mecánica de fragmentos de menas anteriores, y originados por
explosiones posteriores, para las brechas volcánicas de explosión.
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7. DEPÓSITOS TIPO BESSHI
7.1.CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS.
Son depósitos típicamente comprimidos en hojas delgadas y bien estratificadas de
pirrotina, calcopirita, esfalerita, pírita y galena en menor cantidad,
interbandeados en rocas clásticas terrígenas y basaltos calcoalcalinos, tobas
andesíticas y flujos. Figura 24.
Figura 24. Modelo idealizado de un depósito de sulfuros masivos tipo besshi. (Tomado de
Evans 1993)
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Presenta las siguientes características:
- EMPLAZAMIENTO TECTÓNICO:
Se da en ambientes extensionales tales como cuencas marginales, rídges oceánicos
cerca de márgenes continentales y o cuencas de rift en el estado inicial de la
separación continental.
- AMBIENTE DE DEPOSITACIÓN Y EMPLAZAMIENTO GEOLÓGICO.
Las rocas asociadas son terrigenas clásticas con rocas volcánicas marinas y algunas
veces rocas carbonatadas; estas pueden subyacer carbonatos de plataforma o rocas
clásticas.
- EDAD DE LA MINERALIZACIÓN.
Pertenecen a cualquier edad. En Columbia Británica, la mayoría de los depósitos
son del Cámbrico, Terciario superior y menos comunes son los de edad
Mississipiano- pérmico.
- TIPOS DE ROCAS ASOCIADAS (ROCAS ENCAJANTES).
Rocas volcánicas marinas y sedimentos clásticos; tobas basálticas y flujos, shale y
limolitas, comúnmente calcáreas; chert y formaciones de hierro son poco comunes.
Es factible que se presente una secuencia de metagabro y rocas ultramáficas.
- FORMA DEL DEPÓSITO.
La forma típica es la de una hoja concordante de sulfuros masivos de unos pocos
metros de espesor y de unos cuantos kilómetros de longitud. Pueden ser lentes
apilados.
- TEXTURA Y ESTRUCTURA.
Masiva y con estratificación bien definida, sulfuros con tamaño de grano de medio a
fino; en los depósitos metamorfoseados y deformados se presenta textura gneisica
en los sulfuros. No es muy común la textura acordonada en la mena. Son frecuentes
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las venas con clorita, cuarzo y carbonato, que cortan cristales de pirita, calcopirita,
y/o esfalerita.
- MINERALES DE MENA
Los principales son: Pirita, pirrotina, calcopirita esfalerita, los secundarios son:
cobaltita, magnetita, galena, bornita, tetrahedrita, cubanita, estannina, molibdenita,
arsenopirita y marcasita.
- MINERALES DE GANGA
Los principales son cuarzo, calcita, ankerita, siderita, albita y turmalina. Los
secundarios son: grafito y biotita,
- Minerales de alteración. Similar a los minerales de ganga, cuarzo, clorita, calcita,
siderita, ankerita, pirita, sericita y grafito.
- MODELO GENÉTICO:
Depositación en el fondo del mar de lodos sulfurosos en cuencas marginales, o
varios otros emplazamientos tectónicos, contemporáneos con el vulcanismo.
FACTORES ECONÓMICOS.
- TENOR Y TONELAJE:
Altamente variable en tamaño, los depósitos de Columbia Británica van desde
menos de 1 MT hasta mas de 113 MT. Por ejemplo, el depósito Goldstream,
presenta un total de recursos, reservas y producción de 1.8 MT conteniendo 4.81 %
de Cu, 3.08% Zn y 20.6g/t Au.
- IMPORTANCIA.
Son fuentes importantes de Cu, Zn y Ag, y se pueden encontrar en secuencias
sedimentarias que no han sido exploradas totalmente para este tipo de depósitos.
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7.2.DEPÓSITOS EN COLOMBIA DE SULFUROS MASIVOS ASOCIADOS A
VOLCANISMO
En la región nororiental de Colombia, en el Carmen de Atrato (Chocó), el depósito se llama
El Roble. En este depósito la roca de caja es una secuencia de rocas sedimentarias y
volcánicas cretáceas del grupo Cañasgordas, que incluyen en la base basaltos toleíticos
cloritizados, cherts negros y grises muy cizallados hacia la parte superior. El cuerpo
principal de sulfuros masivos se encuentra rodeado por cherts negros. Dentro de la
unidad basáltica se encuentran mineralizaciones, alejadas del cuerpo masivo.
En la mina Santa Anita se encuentra la zona principal, la zona de mineralizaciones se debe
a fluidos mineralizantes que ascendieron por conductos y que corresponderían a la zona
principal más inferior del depósito original.
El yacimiento del Roble es masivo, tiene forma lenticular, es casi vertical, presenta
intenso fallamiento, su espesor es variable llega hasta 45 m, sus reservas conocidas son del
orden de 1'100.000 toneladas y su tenor promedio de Cu es del 4.9% al 3.7 g/ton de oro.
Mineralogía: sulfuros de textura masiva, en parte bandeada y brechoide, pirita es el sulfuro
más abundante, calcopirita y pirrotina en menor proporción. Esfalerita, electrum, marcasita
y ganga de cuarzo, dolomita y grafito en proporciones mínimas.
El depósito se ha incluido dentro de la categoría de sulfuros masivos tipo Chipre, según su
ambiente geológico y sus rasgos morfológicos y composicionales.
1. CUERPO MINERALIZADO DE LA EQUIS
La mineralización de la Equis, está confinada dentro del grupo de las rocas
volcánicas de la Equis. Por su costado este se encuentra en contacto con el batolito
de Mandé; en el sector oeste, se pone en contacto con rocas del Oligoceno.
Es un yacimiento tipo Kuroko, debido a sus características exhalativas-
volcanogénicas. Mineralogía principal: calcopirita, pirita, galena, esfalerita, oro y
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plata. Ganga: cuarzo y barita.
Reservas probadas: 120.000 toneladas. Zn: 0.8-1.2%, Pb: 0.8-1.5% Au: 12-15g/ton,
Ag: 10-12g/ton
2. PROSPECTO DEL DOVIO (VALLE):
Mineralización consistente en venamientos cupríferos emplazados en rocas
diabásicas y basaltos del grupo Dagua. Localmente tiene mineralizaciones
lenticulares de pirita, calcopirita y blenda, emplazados dentro de una zona de cizalla
de unos 500 m de largo, en donde unas lavas almohadilladas se encuentran
alteradas y en contacto con chert negro. Se caracteriza como de tipo Chipre.
3. MINA COLUMBIA (BELÉN DE UMBRÍA):
Consiste en una estoverca emplazada en una zona cizallada dentro de unas rocas
verdes (basaltos y diabasas).
La mena está compuesta por pirita, calcosina, bornita y malaquita. Se cataloga como
tipo Chipre.
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CAPÍTULO III
1. RECURSOS MINERALES EN CUENCAS OCEÁNICAS PARA SULFUROS
MASIVOS
1.1.Yacimientos Hidrotermales Marinos En Dorsales Con Y Sin Sedimentos
- Génesis y características geológicas
- Yacimientos
Los yacimientos de sulfuros masivos polimetálicos marinos son depósitos
minerales formados en condiciones hidrotermales (<375ºC) y originados por la
actividad magmática del océano (Figs. 1 y 2). Así, existen cámaras magmáticas en
distintos ambientes geotectónicos marinos que contienen líquido magmático a unos
1.200ºC, lo que genera un calentamiento en las rocas próximas por conducción y un
movimiento convectivo de los fluidos que contienen. Este calentamiento da lugar a
un gran número de reacciones agua-roca y transformaciones en los minerales que
componen las rocas de la litosfera oceánica, generándose procesos metasomáticos y
metamórficos, y por lo tanto la formación de nuevas rocas y yacimientos minerales
(Fig. 1).
Figura 1. Diferentes tipos de yacimientos polimetálicos marinos asociados a cámaras magmáticas (Cronan, 2000)
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Fig. 2. Fumarolas submarinas activas que dan lugar a la precipitación sulfuros masivos
polimetálicos y otros minerales, y presentan morfologías de chimeneas (Reyss, 1991)
Los yacimientos de sulfuros masivos aparecen relacionados genéticamente con el
magmatismo de distintos ambientes geotectónicos marinos como dorsales
medioceánicas, dorsales trasarco, arcos islas, islas oceánicas y montañas submarinas (Fig.
3). En el océano encontramos depósitos de sulfuros que se están formando actualmente en
estos ambientes geotectónicos, otros antiguos que aparecen en rocas de la litosfera oceánica
con edades comprendidas entre el Jurásico (unos 200 millones de años) y la actualidad); y
en zonas continentales en materiales más antiguos que el Jurásico (por ej. Los
yacimientos de sulfuros masivos de la Faja Pirítica de Huelva de edad paleozoica). La
explotación de este tipo de yacimientos es fuente de metales base y nobles como el hierro,
cobre, zinc, plomo, cobalto, níquel, oro y plata, y elementos químicos como el bario y el
azufre, entre otros.
Figura 3. Ambientes
geotectónicos donde
se pueden encontrar
yacimientos de sulfuros
masivos polimetálicos (Herzig y
Hannington, 1995)
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La génesis de los yacimientos de sulfuros masivos se desarrolla cuando el agua de mar se
introduce por fracturas y grietas de las rocas ígneas de la litosfera oceánica (2 Acoladas
basálticas, 2B diques de diabasa, 3 A gabros masivos, 3B gabros bandeados, 4 A peridotitas
bandeadas y 4 B peridotitas masivas). Este fluido acuoso altera las rocas, las transforma
lixiviando metales y no metales presentes en ellas y precipitando nuevos minerales, y
concentra ciertos elementos químicos para la formación de los depósitos de interés
económico (Fig. 24). Así, el agua marina de los fondos abisales está caracterizada por tener
baja temperatura (alrededor de 2°C), es neutra o ligeramente básica, oxidante, pobre en
metales y, rica en Ca, Mg y sulfatos. Al entrar reacciona con las rocas encajantes,
produciendo alteraciones a baja temperatura (temperaturas de <150ºC y presiones de
menos de 1 kb). Esta meteorización da lugar a la formación de arcillas, zeolitas, carbonatos,
hidróxidos, entre otros grupos de minerales. Si las soluciones acuosas se calientan por
encima de los 150ºC se genera en la litosfera oceánica un metamorfismo de bajo grado
(facies de zeolitas y esquistos verdes) con la neoformación de minerales del grupo de las
arcillas, zeolitas, micas, carbonatos, óxidos, sulfatos, sulfuros, etc., y por encima de 500ºC
un metamorfismo de grado medio (facies de anfibolitas, granulitas y corneanas) en zonas
intermedias (2B y 3A) con formación de sulfuros, sulfatos, óxidos y silicatos como epidota,
biotita, feldespato, anfíboles y piroxenos (Figs. 4 y 5). Debido a los gradientes de
temperaturas existentes se forman células convectivas donde los fluidos mineralizadores
salen de nuevo al fondo oceánico formando fumarolas (humeros negros por tener sulfuros y
humeros blancos con sulfatos). Estos fluidos mineralizadores ahora salen a temperaturas
hidrotermales, tienen características ácidas, reductoras, no tienen magnesio y muestran
concentraciones importantes de SH2 y elementos como Cu, Fe, Zn, Pb, Mn, Ni, Co, Ba, Si,
etc. (Fig. 5). La paragénesis mineral de los depósitos de sulfuros masivos es variada según
los distintos yacimientos pero, en general, predominan sulfuros como la esfalerita SZn,
galena SPb, pirita-marcasita S2Fe, pirrotina SFe1-x, calcopirita S2FeCu y bornita S4FeCu5
y otros minerales (covelina, calcosina, Au nativo, teleruros de Au, sulfosales de Ag, cuarzo,
barita, calcita, etc), presentando texturas diferentes (masiva, granular, acicular, coloforme,
etc.) según varíen las condiciones físico-químicas de formación (Fig. 6).
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Fig. 4. Circulación de fluidos en la litosfera oceánica y formación de fumarolas negras
(Nicolás, 1995).
Fig. 6. Paragénesis mineral de sulfuros en las chimeneas submarinas y sus
características texturales (Cronan, 2000)
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Fig. 5. Modelo de formación de los yacimientos de sulfuros marinos polimetálicos
asociados a fumarolas submarinas en dorsales sin sedimentación (Scott, 1995)
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El cambio brusco de las condiciones físico-químicas de los fluidos mineralizadores con las
rocas encajantes y el agua de mar genera la precipitación de los sulfuros polimetálicos y
otros minerales los cuales aparecen tanto en los conductos internos, en forma de diques
(stockworks) y diseminaciones, como en el fondo del mar dando lugar a chimeneas y
montículos de tamaños de centenas de metros y depósitos estratificados o bandeados en
zonas próximas a la salida (Fig. 2). Se han hecho cálculos sobre lixiviación y precipitación
de metales en fumarolas marinas y dan los resultados siguientes: la concentración de Cu en
los basaltos medioceánicos (MORB) es de unas 70 ppm y cuando salen los fluidos
mineralizadores estos tienen concentraciones de 7% (70.000 ppm), es decir se han
enriquecido unas 1000 veces más. Por lo tanto es necesario lixiviar unos 1.000 millones de
m3 de corteza oceánica para extraer unos 50 m3 de sulfuros. En general, se ha calculado
que una fumarola puede sacar al fondo oceánico unos 250 Tn de sulfuros por año. De aquí,
se ha indicado en la introducción del tema que este tipo de yacimientos son considerados
hoy en día como recursos renovables.
Los yacimientos de sulfuros masivos asociados a dorsales medioceánicas se han clasificado
en dos tipologías, dependiendo de los sedimentos que contienen. Primero, están las
dorsales con sedimentación importante, como en el Mar Rojo, donde aparecen
salmueras calientes (<70ºC) ricas en sales y sulfuros polimetálicos, las cuales dan lugar en
fondo a sedimentos ricos en estos componentes (Figs. 7 y 10, Tabla 1). Segundo, están las
dorsales sin sedimentación, como en el Pacífico y el Atlántico, donde se encuentran los
sistemas de fumarolas, negras y blancas, con sulfuros masivos y sin sedimentos marinos
importantes (Figs. 5 y 8).
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Fig. 7. Corte geológico con el esquema genético de formación de sulfuros masivos en
dorsales con sedimentación importante (Mar Rojo) (Cronan, 2000).
Tabla 1. Contenido en metales de las salmueras en el yacimiento Atlantis II-Deep (Mar
Rojo). LCL: capa convectiva inferior y UCL: capa convectiva superior. Valores en mg/kg
(Cronan, 2000).
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Fig. 8. Corte geológico de un sistema de fumarola con formación de depósitos de
sulfuros masivos en dorsales sin sedimentación (Herzig y Hannington, 1995)
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En los yacimientos de dorsales con sedimentos, como el de Atlantis II-Deep en el Mar
Rojo, se han calculado unas reservas de 100 millones de Tm de sulfuros, con leyes de 2%
de Zn, 0,5% de Cu, 39 ppm de Ag y 0.5 ppm de Au. Existe un proyecto minero que ha sido
estudiado por Francia y patrocinado por una comisión conjunta de Arabia Saudita y Sudán,
que tiene previstas extraer, por medio de bombas de succión a unos 2.000 mts de
profundidad, alrededor de 2 millones de Tm de Zn, 500.000 Tm de Cu, 4.000 Tm de Ag, 80
Tm de Au y Co, y a parte menores reservas de Pb y Cd, entre otros elementos. Por otra
parte, los yacimientos de sulfuros en dorsales medioceánicas sin sedimentación tienen
reservas inferiores, de unos 5 millones de Tm de sulfuros (Fig. 9), aunque algunos destacan
por tener mayor tonelaje como los depósitos de Middle Valley en el Pacífico Norte y TAG
en el Atlántico Central (Fig. 10).
Fig. 9. Reservas calculados en más de 350 yacimientos de sulfuros masivo submarinos
estudiados con su tonelaje y sus contenidos de oro (Herzig y Hannington, 1995).
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Algunos de los yacimientos de sulfuros masivos estudiados y que están asociados a
dorsales medioceánicas en el Pacífico son (Fig. 10): Galápagos, varios en la dorsal del East
Pacific Ridge, Salton Sea, Explorer, Juan de Fuca; en la dorsal Atlántica están: Snakepit,
Broken Spur, Lucky Strike y TAG; en el mar Rojo: Atlantis II Deep, Vema Deep, Gymsum
Basin, Kebritt Deep, etc; y en el Índico: Sonne field. También hay depósitos de sulfuros
polimetálicos relacionados con zonas de subducción en los arcos islas del Pacífico y
dorsales trasarco, como por ejemplo, en las Islas Fiji, Lau, Manus, Woodlark, Mariana,
Okinawa, etc., y en montañas o volcanes submarinos como el de Palinuro en el
Mediterráneo (Fig. 10).
Fig. 10. Localización de los yacimientos de sulfuros masivos hidrotermales actuales
asociados a dorsales medioceánicas y cuencas trasarco (Herzig y Hannington, 1995).
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1.2.AMBIENTES GEOTECTÓNICOS DE DEPÓSITOS DE SULFUROS
MASIVOS
Scott, 1995
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Mar Rojo, Cronnan 2000
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Cronan, 2000
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1.3.SULFUROS POLIMETALICOS OCÉANO ÍNDICO
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1.4.SULFUROS POLIMETÁLICOS EN DORSALES BACK ARC
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CAPÍTULO IV
1. AMBIENTE EXHALATIVO - VULCANÓGENO - SEDIMENTARIO DE
ARCO – DEPÓSITOS DEL TIPO VULCANO EXHALATIVOS (VMS)
SULFUROS MASIVOS 1 SULFUROS MASIVOS 2 SULFUROS MASIVOS 3
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Los depósitos del tipo VMS (Volcanic Massive Sulphides) o volcano – exhalativos
corresponden a yacimientos de carácter estrato ligado, en este caso generalmente directa o
indirectamente asociados con su roca huesped.
Son yacimientos de origen volcanogénico submarino o continental (de carácter
metasomático y en algunos casos asociados con sedimentación). Fluidos hidrotermales
asociados ocurren a temperaturas entre 50° y 400°C.
En el caso de depósitos submarinos, estos ocurren a profundidades del orden de 1000 a
6000 m, bajo condiciones de presión hidroestática.
2. MINERALIZACIÓN EXHALATIVA SUBMARINA
En ambiente submarino esta mineralización tiene un carácter exhalativo – sedimentario
donde el equivalente actual es representado por fumarolas submarinas (black smockers).
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La acumulación de minerales ocurre por efectos gravitacionales al salir a fondo marino.
La descarga de material es rápida, seguida por sedimentación química en bancos basales
alrededor de aperturas volcánicas.
Los depósitos son masivos y su distribución estará controlada por los contrastes de
densidad entre el agua de mar y los fluidos hidrotermales.
Si la densidad del fluido hidrotermal es mayor que el agua marina la depositación es
cercana, limitada a pequeñas cuencas laterales, dependiendo entonces también de la
topografía de fondo.
3. DEPÓSITOS VMS TIPO KUROKO
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Corresponden a cuerpos de sulfuros masivos (polimetálicos) estratiformes o lenticulares
concordantes con la sedimentación, sobreyacente a un cuerpo de tipo stockwork con
mineralización diseminada. La mineralización metálica consiste en pirita, calcopirita,
esfalerita, galena, tetrahederita, tenantita con mayor o menor oro y plata, asociados con
cuarzo y baritina.
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Existe una zonación vertical estratificada, en orden ascendente:
i) Zona Keiko, mineral siliceo con pirita, calcopirita y cuarzo en stockwork;
ii) Zona Seikhoko, mineral de anhidrita y yeso con pirita, calcopirita, esfalerita,
galena y cuarzo con arcillas, mineralización estratiforme;
iii) Zona Ryukoko, con mineralización de pirita y menor calcopirita y cuarzo,
mineralización estratiforme;
iv) Zona Oko, mena amarilla con mineralización de pirita y calcopirita, con menor
esfalerita, cuarzo y baritina, mineralización estratiforme;
v) Zona Kuroko, mena negra con mineralización de esfalerita, galena, calcopirita y
baritina, mineralización estratiforme;
vi) Zona de baritina,
vii) Y finalmente una zona de silice más hematita.
Estos depósitos ocurren por encima de un domo riolítico. La alteración hidrotermal, en
forma esquemática se caracteriza por un halo externo de montmorillonita, seguido por un
halo interno de sericita, un delgado halo de yeso, otro halo de sericita en torno a un núcleo
de alteración cuarzo-sericítico.
Ejemplos son Kuroko, Japón y Noranda, Canadá.
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Ocurren en ambientes de arco isla asociados a volcanismo calcoalcalino o toleítico tardio.
Los yacimientos de tipo Kuroko (La Faja Pirítica Ibérica es la mayor concentración
mundial de este tipo de mineralizaciones) son concentraciones sedimentarias (o volcano-
sedimentarias, como se denominan preferentemente) de sulfuros polimetálicos, por lo
general dominados por pirita, a la que suelen acompañar otros como calcopirita, esfalerita y
galena. Además es frecuente que contengan ciertos valores de metales preciosos (Au, Ag).
Aparecen constituyendo formaciones de potencia variable (por lo general de varias decenas
de metros) y extensión variable (incluso kilométrica), que se encuentran intercaladas en
secuencias marinas detríticas con abundantes intercalaciones volcánicas. Su tonelaje suele
ser muy elevado (superior a los 50 Mt), lo que permite su explotación minera.
En detalle la tipología de estas mineralizaciones puede ser muy variable, en función de
diversos caracteres, entre los que sobresale la mayor o menos lejanía (distalidad) o cercanía
(proximalidad) con respecto al área de descarga de las emisiones hidrotermales al medio
marino. Otro carácter interesante suele ser su recristalización metamórfica, que produce el
aumento de su tamaño de grano, favoreciendo la explotación minera y, fundamentalmente,
la concentración de cada mineral.
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La mineralogía habitual de estos yacimientos incluye siempre pirita como fase más
abundante, acompañada por calcopirita, esfalerita, galena y barita. Es relativamente
frecuente la separación en cuerpos mineralizados con mineralogías diferenciadas: las
denominadas “black ores”, constituidas mayoritariamente por galena y esfalerita, junto con
barita subordinada, y las denominadas “yellow ores”, con pirita y calcopirita como
minerales fundamentales.
A menudo el yeso y el azufre nativo forman parte más o menos marginal de este complejo
sistema. Como minerales minoritarios dentro de las mineralizaciones principales podemos
encontrar otros sulfuros afines, como pirrotina, marcasita, arsenopirita, bornita, o metales
nativos como oro y plata, siempre en contenidos relativamente bajos (valores del orden de
10-20 gr/t). También son frecuentes en el sistema los niveles de chertferruginoso, que
aparecen interestratificados en la secuencia volcánica relacionada.
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Es frecuente que estos yacimientos se encuentren fuertemente afectados por la deformación
tectónica: se forman en medios oceánicos, lo que implica que para que lleguen a aflorar
deben haber sido afectados por un proceso orogénico de cierta intensidad.
Su formación ocurre en determinados ambientes geodinámicos: en el caso de Japón es clara
su relación con procesos destructivos de tectónica de placas, ya que se localizan
precisamente a lo largo de uno de estos límites de placa. Esta relación no es tan clara en el
caso de la Faja Pirítica Ibérica, en la que el magmatismo no parece ser el característico de
esta localización geodinámica, y más parece relacionado con un proceso de rifting.
En cualquier caso, es evidente siempre la relación entre los yacimientos y un magmatismo
volcánico, a menudo máfico, aunque en el caso de la Faja pirítica ibérica la relación más
clara se da con el de naturaleza félsica.
Figura N° 10
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CAPÍTULO V
1. ASOCIACIÓN GEOLÓGICA DE CANADÁ
DEPOSITOS SULFUROS MASIVOS VOLCANOGÉNICOS ASOCIADOS (VMS)
Esta síntesis debe ser visto como una versión preliminar de un documento más completo,
detallado y totalmente revisado que aparecerá en un próximo volumen importante titulado
"Recursos Minerales de Canadá: Una Síntesis de Major fuerte-tipos, metalogenia Distrito,
la evolución de las Provincias Geológicas y métodos de exploración ", publicado
conjuntamente por el Servicio Geológico de Canadá (GSC) y la División de Depósitos
minerales (MDD) de la Asociación geológica de Canadá.
2. RESUMEN
Depósitos vulcanogénicos masivas de sulfuro (VMS), también conocido como
sedimentaria alojados volcán-depósitos de sulfuros masivos volcánicos asociado,
volcánico-hosted, y, son las principales fuentes de Zn, Cu, Pb, Ag y Au y fuentes
importantes de Co, Sn , Se, Mn, Cd, In, Bi, Te, Ga y Ge. Por lo general se producen como
lentes de sulfuros masivos polimetálicos que se forman en o cerca del fondo marino en
ambientes volcánicos submarinos, y se clasifican según sea el contenido de metales base,
contenido de oro y de acogida-rock litología. Hay cerca de 350 conocidos depósitos VMS
en Canadá y más de 800 conocidos en todo el mundo. Históricamente, representan el 27%
de la producción de cobre de Canadá, el 49% de su Zn, 20% del plomo, el 40% de su Ag y
el 3% de su Au. Ellos son descubiertos en terrenos volcánicos submarinos que tienen
edades comprendidas entre los 3,4 Ga de manera activa-que forman depósitos en ambientes
modernos fondos marinos. La característica más común entre todos los tipos de depósitos
VMS es que se forman en ambientes tectónicos extensionales, incluyendo tanto el fondo
marino expansión oceánica y entornos de arco. VMS más antiguos depósitos que aún se
conservan en el registro geológico formado principalmente oceánica y la configuración
incipiente de arco, arco rifted y back-arc continentales. Primitive bimodal mafic volcánica
dominada por arco rifted oceánica y bimodales, siliciclásticas terrenos back-arc
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continentales felsic dominadas contienen algo de mayor importancia económica distritos
VMS del mundo. La mayoría, pero no todos los distritos mineros VMS significativos se
definen por grupos de depósitos formados dentro de grietas o calderas. Su agrupación se
atribuye además a una fuente de calor común que activa los sistemas de convección de
fluidos sub-fondo marino a gran escala. Estas intrusiones subvolcánicos podrán también
suministrar los metales en los sistemas hidrotermales VMS por desgasificación magmática.
Como resultado de distritos mineros de gran escala de flujo de fluido VMS se caracterizan
comúnmente por extensas zonas semi-conformables de alteración hidrotermal que se
intensifica en zonas de alteración discordante en el muro inferior inmediata y bloque de
techo de los depósitos individuales. Campos de VMS pueden caracterizarse además por la
presencia de finas, pero areally extensas unidades de sedimentos química ferruginosa
forman a partir de la exhalación y la distribución de partículas hidrotermal.
3. DEFINICION
Depósitos vulcanogénicos sulfuros masivos (VMS) también son conocidos como
sedimentos alojados volcán-depósitos de sulfuros masivos volcánicos asociado, volcánico-
hosted, y. Por lo general se producen como lentes de sulfuro polimetálico masiva que se
forman en o cerca del fondo marino en entornos volcánicas submarinas. Se forman a partir
de fluidos de metal-enriquecidos asociados con la convección hidrotermal fondo marino.
Sus rocas de caja inmediatos pueden ser volcánica o sedimentaria. Depósitos VMS son las
principales fuentes de Zn, Cu, Pb, Ag y Au y fuentes importantes de Co, Sn, Se, Mn, Cd,
In, Bi, Te, Ga y Ge. Algunos también contienen cantidades significativas de As, Sb y Hg.
Históricamente, representan el 27% de la producción de cobre de Canadá, el 49% de su Zn,
20% de su Pb, 40% de la Ag y el 3% de su Au. Debido a su contenido polimetálica,
depósitos VMS siguen siendo uno de los mejores tipos de depósitos para la seguridad
contra la fluctuación de los precios de los diferentes metales.
Depósitos VMS se forman en, o cerca de, el fondo marino a través de la descarga de
concentrado de ricas en metales líquidos calientes, hidrotermales. Por esta razón, los
depósitos VMS se clasifican bajo el título general de depósitos "exhalativo", que incluye
exhalativo sedimentaria (SEDEX) y depósitos de níquel sedimentarias (Eckstrand et al.,
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1996). La mayoría de los depósitos VMS tienen dos componentes (Figura 1). Normalmente
hay un montículo en forma tabular a cuerpo, estratoligada compuesto principalmente de
masivo (> 40%) sulfuro, filosilicatos de cuarzo y subordinado y minerales de óxido de
hierro y silicato de wallrock alterada. Estos cuerpos estratoligadas están sustentados en una
típicamente discordantes a las venas stockwork semi-concordantes y difundido sulfuros.
Los sistemas de vetas de stockwork, o "tubos", son envueltos en halos de alteración
distintivos, que pueden extenderse en los estratos colgante de pared por encima del depósito
de VMS.
Depósitos VMS se agrupan de acuerdo con el contenido de metales base, contenido de oro
y la litología de acogida-rock (Figura 2, Figura 3, Figura 4). La clasificación de metal
común utilizado por Franklin et al. (1.981) y refinado por Grande (1992) es quizás el más
común. Depósitos VMS se dividen en grupos Zn-Pb-Cu Cu-Zn, Cu-Zn y de acuerdo con
sus coeficientes de contenidos de estos tres metales (Figura 2). Las categorías de Cu-Zn y
Zn-Cu para depósitos canadienses se perfeccionaron aún más por Morton y Franklin (1987)
en Noranda y tipos Mattabi respectivamente, incluyendo el carácter de sus rocas de acogida
(máfica vs félsica, efusiva vs volcaniclásticas) y característico asociaciones minerales de
alteración (clorita-sericita-dominado vs sericita-cuarzo ± carbonato-rica). La categoría de
Zn-Pb-Cu fue añadido por Grande (1992) con el fin de representar mejor los depósitos
VMS de Australia (Figura 2). Poulsen y Hannington (1995) crearon una definición sencilla
bimodal de "normal" frente a "Au-ricos" depósitos VMS (Figura 3). Este originalmente
estaba destinado a identificar depósitos que son de transición entre VMS y depósitos
epitermales (por ejemplo, Sillitoe et al., 1996) (Figura 4). La investigación adicional ha
indicado más un espectro complejo de las condiciones para la generación de VMS de Au-
ricos relacionados con la profundidad del agua, estado de oxidación, la temperatura de los
fluidos de metal-depósito y las posibles contribuciones magmáticas (por ejemplo,
Hannington et al., 1999a). En la clasificación de Poulsen y Hannington (1995) Au-ricos
depósitos VMS son arbitrariamente definen como aquellos en los que las concentraciones
en ppm de Au es mayor que los metales básicos combinados (Zn + Cu + Pb en% en peso:.
Figura 3). Una tercera clasificación que está ganando popularidad en Canadá es una
agrupación de cinco veces sugerido por Barrie y Hannington (1999) para indicar la litología
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dominante de acogida-rock. Litologías Host-rock son los estratos de hasta 3.000 metros por
debajo del depósito y hasta 5.000 metros a lo largo de la huelga. Los cinco grupos son
máficas dominado, máfico bimodal, bimodal-félsicas, máficas siliciclástica-y-siliciclástica
bimodal (Figura 4). El fin de esta agrupación refleja no sólo un cambio progresivo de una
efusiva les a un entorno más volcaniclásticas dominado, pero también uno en el que las
rocas volcánicas félsicas vuelven generalmente más prominente. Estos grupos litológicos
general se correlacionan con diferentes ambientes tectónicos. Los grupos asociados con los
estratos volcánicos y volcaniclásticas máficas son más comunes en los arcos oceánicos y
centros de expansión, mientras que los dos grupos dominados por estratos félsicas son más
comunes en el margen de arco-continente y los regímenes de arco continental.
4. DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA
Hay cerca de 800 conocidos depósitos VMS en todo el mundo, con reservas geológicas más
de 200.000 t. Se encuentran en terrenos volcánicos submarinos que tienen edades
comprendidas entre los 3,4 Ga Arcaico Pilbara Block, Australia, de manera activa,
formando depósitos en modernos fondos marinos difusión y terrenos, los arco oceánicas
(Figura 5). Híbridos VMS-epitermales también se están formando hoy en submarino
superficial volcánicamente activa (Cuenca Manus) y ambientes lacustres. Depósitos VMS
se registran en todos los continentes excepto la Antártida importante, aunque los depósitos
de Zn-Pb-Cu se están formando en el estrecho de Bransfield, en la península Antártica
(Peterson et al., 2004). Cu y Au se han producido a partir de depósitos de edad Terciaria
alojados en ofiolitos todo el Mediterráneo oriental desde hace más de 5000 años. Hasta
2002, se estima que los depósitos VMS haber suministrado más de 5 mil millones de
toneladas de mineral sulfurado (Franklin y Hannington, 2002). Esto incluye al menos el
22% de la producción de zinc del mundo, el 6% de cobre en el mundo, el 9,7% de Pb en el
mundo, el 8,7% de su Ag y 2.2% de su Au (Singer, 1995).
Más de 350 depósitos y VMS principales acontecimientos que contienen reservas
geológicas> 200.000 t se conocen en Canadá, de los cuales sólo 13 están produciendo en la
actualidad las minas (Figura 6, Tabla 1). Cuatro de ellos se cerrará en los próximos dos
años. Depósitos VMS se sabe que se producen en cada provincia y territorio, salvo Alberta
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y la Isla del Príncipe Eduardo El mayor número de depósitos es en Quebec (33%),
Manitoba (15%), Terranova (12%), Columbia Británica (10%), Ontario (9%), y New
Brunswick (9%). Los depósitos en New Brunswick han tenido el mayor valor agregado de
metal (Cu + Zn + Pb), seguido de Quebec y a continuación, Ontario (Figura 7).
5. GRADO Y TONELAJE
Los depósitos VMS gama en todo el mundo 800 en tamaño de 200.000 t de depósitos
gigantes. Entre los más grandes es Neves Corvo en la España Ibérica Pirita Belt (IPB), con
reservas de más de 270 millones de toneladas t, con 8,5 millones de toneladas de metales
contenidos que tienen un valor en 1999 de más de 16 mil millones de dólares (EE.UU.)
(Barrie y Hannington, 1999 ) (Figura 8, 9a, Tabla 2). Toda la pirita de la correa Ibérica
contiene 88 depósitos, con 7 más de 100 toneladas, que contiene un agregado que 1575
millones de toneladas de mineral que contienen 62,6 Mt Zn + Cu + Pb (Carvalho et al,
1999). Los siguientes distritos más grandes son los Urales y Rudny-Altai de Rusia y
Kazajstán, con más de 70 millones de toneladas de metales que contiene cada uno (Figura
5). Canadá contiene 4 VMS depósitos gigantes (Windy Craggy, Brunswick No. 12, Kidd
Creek y Horne), que se definen como en la parte superior del 1% de los depósitos VMS en
el mundo con respecto al total de las reservas originales (Figura 10a). En Canadá, el mayor
distrito minero de VMS es Bathurst, New Brunswick, que contenía más de 300 millones de
toneladas de mineral que contiene 30 millones de toneladas de combinado Zn, Cu y Pb
(Figura 6, Figura 10a). El Mt. Brunswick depósito N º 12 128 solo contenía 16,4 millones
de toneladas de metal de (Tabla 1). Esto es seguido por el 138,7 Mt Kidd Creek depósito
que contiene 12,6 Mt de metal. El más grande conocido depósito VMS canadiense es el 297
Mt Windy Craggy, pero sólo contiene 4,1 millones de toneladas de metales. El depósito de
50 Mt Horne contiene 2,2 Mt de Zn + Cu + Pb, junto con más de 330 t de Au, por lo que es
también un yacimiento de oro de clase mundial (Fig.10b). El Mt. LaRonde depósito VMS
58 contiene 258 Mt de oro, y debido a su alta relación de metal de Au / base (ppm de Au /
Cu + Zn + Pb% = 1,9) se clasifica por Agnico-Eagle Inc. como un depósito de oro en lugar
de un depósito VMS.
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La determinación de las concentraciones promedio y la mediana de metal para depósitos
VMS canadienses es difícil debido a los datos faltantes o incompletos para un gran número
de depósitos. Grados Pb se conocen el 34% de los depósitos canadienses, mientras que el
55% ha conocido Au grados y el 75% ha sabido grados AG. A partir de los datos de
producción disponibles, el tamaño y los grados de los depósitos canadienses conocidos
media y la mediana (entre paréntesis) son 7 306 521 t de clasificación 4,88% (4,12) de Zn,
1,62% (0,70) de Cu, 1,639% (1,00) de Pb, 63 g / t (37) Ag y 1.65 g / t (0,88) Au. La figura
9b muestra el desglose más significativa del tonelaje y el grado de cada uno de los cinco
tipos de VMS canadienses según la definición de la litología de acogida. Depósitos
Bimodal-máficas cuenta para el mayor número y, por lo tanto, el tonelaje global más
grande de los cinco tipos de depósitos, con los dos tipos siliciclásticas representan el mayor
tonelaje medio. Los tipos de yacimientos máfico-siliciclásticas tienen el tonelaje promedio
más alto, con un número muy desigual por Windy Craggy. Como era de esperar, los tres
tipos de depósitos dominadas por rocas volcánicas máficas y volcaniclásticas tienen las
calificaciones más altas de Cu, mientras que los dos tipos de depósitos felsic dominadas
contienen la mayor Pb y Ag. El grupo de depósito bimodal-felsic contiene el oro promedio
más alto. Sistemas dominados máficas-ultramáficas pueden contener Se, Co y Ni. La
presencia de sedimentos inmaduros dentro de la estratigrafía muro inferior también puede
influir en la composición del fluido hidrotermal, como se cree que es el caso con la Se-rica
Wolverine y depósitos KZK en el campo del lago Finlayson (Bradshaw et al., 2003). Las
posibles contribuciones de desvolatilización intrusiones subvolcánicos también puede dar
cuenta de concentraciones anómalas de Se, Sn, In, Bi, Te, y posiblemente Au y Sb
(Hannington et al, 1999c;. Yang y Scott, 2003;. Dubé et al, 2004).
6. ATRIBTOS GEOLÓGICOS
6.1.AMBIENTE TECTÓNICO
La característica más común entre todos los tipos de depósitos VMS es que se forman en
ambientes tectónicos extensionales, incluyendo tanto el fondo marino expansión oceánica y
entornos de arco (Figura 11). Modernos depósitos VMS del fondo marino se reconocen
tanto en expansión oceánica cresta y ambientes de arco (Herzig y Hannington, 1995), pero
los depósitos que aún se conservan en el registro geológico formado principalmente
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oceánica y la configuración incipiente de arco, arco rifted y back-arc continentales ( . Allen
et al 2002;. Franklin et al 1998) (Figura 11). Esto se debe a que durante el subducción
impulsado la actividad tectónica gran parte del fondo oceánico antiguo es subducida,
dejando sólo unos pocos suites ofiolito como remanentes de cabalgadas oceánico. Ejemplos
de estos pueden incluir la Bahía de las Islas Ordovícico ofiolita en Terranova y el Triásico
Tardío-Cache Creek terrane en Columbia Británica (Bédard y Hébert, 1996; Nelson y
Mihalynuk, 2003).
Nacientes, o arco temprana rifting resultados del primer naufragio de la corteza más gruesa
oceánica, normalmente a lo largo de transformar suturas fallo (Bloomer et al., 1995). Estos
terrenos suprasubdución primeros se observan con mayor frecuencia en el antiguo registro
de las rocas en la base de los conjuntos de arco oceánico en el que los depósitos VMS están
espacialmente asociadas con aislados complejos riolita extrusivas cerca de la parte superior
de basalto grueso y sucesiones andesita basáltica. El mejor ejemplo de Canadá de estos
ajustes caldera dominadas máficas bimodales es la sucesión de acogida Paleoproterozoic a
la Anderson, Puesto y depósitos Rod VMS en el campo de Snow Lake, Manitoba (Bailes y
Galera, 1999). El ajuste Komatiite-basalto-riolita para el Arcaico Kidd Creek depósito se
interpreta como un escenario temprano primitivo arco posiblemente vinculado a una pluma
del manto subyacente (Wyman et al., 1999), o un raro ejemplo de un no-arco VMS
establecimiento asociado con la fusión litosférica parcial por encima de una pluma del
manto (cf. Islandia). El Ni-rico yacimiento Potterdoal VMS en el mismo Kidd-Munro
conjunto komatiitic, es un ejemplo raro de un depósito VMS Komatiite-asociado (Epp y
Crocket, 1999).
En las etapas evolutivas idealizadas de formación terrane arco, la extensión del principal
conjunto de arco es otro período de formación común VMS (Figura 11). Esto se traduce en
la formación de las calderas en las que predominan las sucesiones extrusivas bimodal-
máficas. Este es quizás el medio ambiente arco más común para la formación de VMS en
los entornos de arco oceánicas. Bimodal mafic dominadas calderas VMS de hospedaje
incluyen el Arcaico Noranda y los campamentos mineros Flon Flin Paleoproterozoico
(Gibson y Watkinson, 1990; Syme y Bailes, 1993). Rifting de arcos margen continental, en
contraste, los resultados en el desarrollo de volcaniclásticas ricos en configuración
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extensionales más bimodal-félsicos. Ejemplos de esto incluyen el campo de Sturgeon Lake
en el Arcaico Wabigoon terrane de Ontario (Morton et al, 1990;.. Whalen et al, 2004) y el
campo de VMS Buttle Lake Devónico en el Wrangellia terrane de BC (Barrett y Sherlock,
1996) . Fuera de Canadá, el Paleoproterozoic Skellefte distrito minero en Suecia (Weihed,
1996) y el distrito de Mount Read Cámbrico VMS en Tasmania (Corbett, 1992) son otros
ejemplos de ajustes de arco márgenes continentales dislocados. Extensión continuada en
tanto oceánica como continental margen arco configuración resulta en el desarrollo de las
cuencas back-arc. En los entornos de arco oceánico, ofiolitos back-arc maduros también
pueden contener depósitos VMS. Ejemplos canadienses incluyen el campo
Paleoproterozoic Abedul-Flexar-Coronación en el lado Saskatchewan del distrito minero
Flin Flon (Wyman et al, 1999.) Y Betts Cove, Newfoundland (Swinden et al, 1988;. Bedard
et al, 1998.). Ejemplos bien conocidos fuera de Canadá incluyen la ofiolitos Tetis en Chipre
(Troodos), Omán (Semail) y Turquía (Ergani) (galera y Koski, 1999 y sus referencias).
Configuración de back-arc Continental contienen algunos de mayor importancia
económica distritos VMS del mundo. Estos ambientes están dominadas por rocas clásticas
bimodales ± formación de hierro y son el campo de Bathurst Ordovícico de New
Brunswick (Van Staal et al., 2003). Ejemplos fuera de Canadá incluyen el campamento
Arcaico Golden Grove en Australia Occidental (Sharpe y Gemmell, 2002), el distrito
Bergslagen Paleoproterozoic de Suecia (Allen et al., 1996), el Monte del distrito de
Windsor Queensland Cambro-Ordovícico (Doyle y McPhie, 2000 ), el Devono-Mississippi
Ibérica Cinturón Pirita (Carvalho et al, 1999), y partes de los Urales del Sur Devónico VMS
distritos de Rusia y Kazajstán (Herrington et al., 2002).
Otros ambientes extensionales pueden formarse en post-acumulación y / o ajustes de arco
sucesores. Engrosamiento de la corteza de un ensamblaje del suelo marino de arco acretado
puede dar lugar a la modificación del ángulo de descenso de la losa subducting, cese de
subducción a lo largo de una sección del límite de la placa, o un cambio en la dirección de
aproximación de las placas de colisión (Ziegler, 1992; Hamilton, 1995). Este proceso
resulta en la generación de las cuencas de desgarre en los conjuntos de arco de edad.
Magmatismo asociado a estas cuencas arco sucesor puede estar asociada con los sistemas
de pórfido mineralizado (Richards, 2003), y las cuencas puede ser rellenadas con piedras
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volcánicas bimodales tanto subacuáticas y subaérea. Esto puede resultar en la formación de
múltiples tipos de depósitos minerales, incluyendo depósitos epitermales y VMS. Un buen
ejemplo de ello es el Grupo Hazelton Jurásico Inferior en las regiones Todogoone y Sustut
de BC, el antiguo que contiene el Creek Au-rico yacimiento VMS Eskay (Barrett y
Sherlock, 1996b, Nelson y Mihalynuk, 2004). Cuando estos sistemas de fallas de desgarre
se propagan en una configuración del margen continental, tales como en el moderno
Cuenca de Guaymas, Golfo de California, las cuencas de desgarre comienzan a relleno de
sedimentos terrígenos. Pueden albergar depósitos VMS siliciclástica alojados máficos como
la Windy Craggy Triásico y depósitos de Green Creek en la Columbia Británica y Alaska,
respectivamente (Peter y Scott, 1999). Estos son conocidos como depósitos de tipo Besshi
de la localidad tipo en el plano de profundidad fueraborda cuña de acreción de los
japoneses islas Mioceno. Otros depósitos VMS siliciclástica alojados máficas producen a lo
largo del fondo marino sedimentadas sistemas modernos se extienden como Valle Oriente,
en el Juan de Fuca en la costa BC (Goodfellow et al., 1999).
6.2.ESCALA DE AMBIENTES
La mayoría, pero no todos los depósitos VMS significativos se producen en grupos que
definen los principales campamentos mineros. Sangster (1980) utilizó la distribución de los
depósitos VMS en los distritos mineros conocidos en Canadá para indicar que había un
control regional de primer orden en su distribución (Figura 12). En general, los grupos de
depósito están restringidas a cualquiera de grietas lineales o calderas. Estas características
son generados por un adelgazamiento regional del sótano, la despresurización de la capa
subyacente, y la generación de magmas máficos (Figura 13). En el océano ajustes
propagación-ridge estos magmas lugar dentro de unos pocos miles de metros del fondo
marino para formar alargada gabro umbrales que se extienden paralelas a los ejes del fondo
marino (Stinton y Detrick, 1992). ¿Dónde está preexistentes oceánico o lithopshere arco
actualidad, estos 1.000 a 1400oC magmas máficos podrán placa inferior de la corteza, la
producción de intermedios a felsic parcialmente fundidos y conjuntos bimodales máficas
intrusivas / extrusivas. Los gabro-diorita-tonalita-trondhjemita complejos intrusivos
asociados pueden subir dentro de 2 a 3 km del fondo del mar (Galera, 2003 y sus
referencias). Cuando la extensión está llevando a cabo en más grueso (20 a 30 km), la
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77
corteza, por ejemplo, en un entorno de back-arc continental, magmas pueden formar
intrusiones mediados de la corteza. Estas fusiones no puede inmiscuirse en sus conjuntos
volcánicos comagmatic pero puede permanecer en las rocas del basamento subyacentes.
Estos diferentes escenarios dan lugar a diferentes formas de alteración escala de distrito y
las características de depósito para un distrito VMS.
La presencia de cualquiera de las intrusiones subvolcánicos alto nivel máficas o compuesto
en un entorno grieta o caldera impulsará un sistema de convección del fluido sub-fondo
marino (Galera, 1993; Alt, 1995) (Figura 14). Agua de mar connados en la corteza porosa
primero se calienta, haciendo que se vuelva boyante. Como el agua caliente se eleva hasta
estructuras de fallas synvolcanic, agua de mar fría se dibuja por encima de la intrusión de
enfriamiento. Estos originalmente frío, fluidos neutros se calientan progresivamente
durante su migración a la baja, en interacción con las rocas que rodean a temperaturas cada
vez más altas. Las isotermas de umbral por encima de complejos de refrigeración son
generalmente horizontal, lo que resulta en la formación de un distrito escala zona de
alteración estratificado, semi-conformable controlada en parte por la longitud de
perforación de la intrusión subyacente (Spooner y Fyfe, 1973; Munha y Kerrich, 1980;
Lagerblad y Gorbachov; 1985; Gibson y Watkinson, 1990; Galley, 1993; Alt, 1995;
Brauhart et al, 1998;. Bailes y Galley, 1999) (Figura 14). La distribución de las
asociaciones minerales de alteración resultantes imita la de la facies metamórficas
regionales (Spooner y Fyfe, 1973, Alt, 1995;. Hannington et al, 2003) (Figura 15). Zonas
de reacción de fluidos hidrotermales inmediatamente que recubren las intrusiones pueden
ser alterados para facies anfibolita conjuntos, incluyendo Fe-Ca-rica anfíboles, Clinozoisita,
Ca-plagioclasa, y la magnetita (Figura 15, Figura 16). Por encima de esto son Na-Ca-ricos
greenschist-facies conjuntos caracterizados por albita, cuarzo, clorita, actinolita y epidota.
Más cerca del fondo marino son asociaciones minerales sub-greenschist zeolita-arcilla y
afines que se caracterizan por esmectitas K-Mg-ricos, cloritos capa de mezcla y K-
feldespato. El reconocimiento de estos cambios químicos y mineralógicos en el antiguo
registro de la roca puede ser mejorada aún más por los cambios de asignación en oxígeno
roca a granel y composiciones de isótopos de hidrógeno de las diferentes zonas (Green et
al, 1983;. Taylor y del Sur, 1985; Aggerwal y Longstaffe, 1987 ; Cathles, 1993; Paradis et
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78
al, 1993).. Estas zonas de alteración estratificados pueden tener una longitud de 5 a 50 km y
un espesor de 1 a 3 km En la configuración caldera (Figura 15). El tamaño y la morfología
superficial del sistema de alteración es un reflejo del tamaño y la morfología superficial del
depósito de clúster VMS (Figura 12). La distribución de los depósitos VMS dentro de este
grupo depende de la distribución fallo synvolcanic relativa a la intrusión subyacente
(Eastoe et al, 1987;. Gibson y Watkinson, 1990; Brauhart et al, 1998;. Galley, 2003). Las
fallas que actúan como conductos para sistemas de alimentación volcánicos tienden a ser el
punto focal para el ascenso de alta temperatura fluidos hidrotermales, cargados de metales
que forman los depósitos VMS. Estos sistemas de fallas pueden permanecer activos durante
varios ciclos de actividad volcánica e hidrotérmica. El resultado es varios períodos de
formación de VMS en los diferentes niveles estratigráficos con una fisura o la estructura de
la caldera.
Mafic dominada por rocas de acogida bimodal-máficas y félsicas bimodal-están
dominados por sucesiones volcánicas efusivas y acompañantes intrusiones hipabisales a
gran escala (Figura 17). Este entorno de sub-fondo marino de alta temperatura tiende a
apoyar a alta temperatura (> 350oC) sistemas hidrotermales, que a su vez pueden formar
Cu, Zn-Cu-(Pb) depósitos VMS con variable de Au y Ag contenidos Cu-Zn y. Areally
extensos 1-5m gruesas ricos en Fe "exhalites", pueden marcar los más posibles VMS
horizontes (Spry et al, 2000;. Peter, 2003) (Figura 16f, g). Estos depósitos exhalite forman a
partir de una combinación de material volcaniclásticas bien, sílex y carbonatos. Se forman
durante el inmaduro y / o etapas de disminución de la actividad hidrotermal regional
cuando superficialmente circulan tiras agua de mar Fe, Si y algunos metales básicos a <250
º C y los precipitados en el fondo marino a través de una amplia, pero difusa, de ventilación
hidrotermal. Formación de exhalites sobre un sustrato de basalto, dominado es acompañado
comúnmente por silicificación y / o cloritización del subyacente 200-500 m de los estratos
(Figura 16d, e). Se observan ejemplos de esto en el Noranda, Matagami Lake y Snow Lake
campos de VMS (Kalogeropoulos y Scott, 1983; Liaghat y MacLean, 1992; Bailes y
Galera, 1999). En félsicas volcaniclásticas terrenos dominados por la generación de Fe-
formación está acompañada por una extensa alteración K-Mg del sustrato félsicas, según
consta en el distrito Bergslagen de Suecia (Lagerblad y Gorbatschev, 1985) y en el IPB
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79
(Munha y Kerrich, 1980 ).
Mafic, félsica, y bimodales ensamblajes volcánicas siliciclásticas tienden a albergar
volumétricamente máfica más pequeño y / o complejos de alféizar-dique félsicos, y
generalmente contienen depósitos de Zn-Pb-Cu-Ag VMS Zn-Cu-Co y, respectivamente. En
lugares próximos al complejo extrusivas discretos están presentes más rica en Cu depósitos,
como Neves Corvo en el IPB, también pueden estar presentes. Los sistemas hidrotermales
semiconformable escala del distrito consisten en asociaciones minerales de baja
temperatura, con Mg-K esmectita y feldespato potásico alteración y la formación de
grandes depósitos de baja temperatura Fe-Si-Mn (es decir, un tipo de formación de hierro).
Otros tipos de formación de hierro se interpretan como productos de fallout columna de
ventilación hidrotermal de alta temperatura en una columna de agua reducida, estratificado,
o una colección de hipersalinos salmueras en depresiones fallos controlados en el fondo
marino (Peter, 2003). Las unidades individuales de formación de hierro pueden extenderse
por decenas de kilómetros, como en el campo de VMS Bathurst en New Brunswick (y Peter
Goodfellow, 1996a), el distrito Bergslagen Paleoproterozoic (Allen et al., 1996), el
Devono-Mississippi IPB en España y Portugal (Carvalho et al., 1999) y el Mississippi
Finlayson Lake campamento, Yukon (Peter, 2003). Variaciones mineralógicas dentro de
estas regional extensas formaciones de óxido de hierro, a través de carbonato a sulfuro, son
indicativos de la proximidad a los complejos de respiraderos hidrotermales más específicos
y de mayor temperatura y también reflejan la estratificación de la columna de agua en la
cuenca. Las variaciones mineralógicas son acompañados por cambios en las proporciones
de los elementos tales como Fe, Mn, B, P y Zn (componente exhalativo) frente a Al y Ti
(componente clástico detrítico) (Peter y Goodfellow, 1996b).
6.3.DEPOSIT-SCALE ENVIRONMENTS
Depósitos VMS consisten en una masiva a semi lente de sulfuro de estratoligada masiva, y
la mayoría están sustentados en una vena de un sistema de stockwork de sulfuro-silicato
(Figura 1 y Figura 4). Dentro de este marco existe un espectro de tamaños de depósito,
morfologías y composiciones, dependiendo de la naturaleza de la fallamiento synvolcanic,
muro inferior y la litología de acogida-roca, la profundidad del agua, el tamaño y la
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80
duración del sistema hidrotermal, gradientes de temperatura, y el grado de preservación.
Individuales lentes de sulfuros masivos pueden ser más de 100 m de espesor, a decenas de
metros de ancho y cientos de metros de longitud huelga. El 135 Mt Kidd Creek depósito
comienza en la superficie actual de erosión y se extiende por más de 2000 m downplunge
(longitud de perforación inicial), con los 5 yacimientos compuestos de más de 500 m de
ancho y objetivos individuales de hasta 100 m de espesor. El sulfuro de estratoligada
componente montículo de un depósito VMS puede tener un número de morfologías y la
estructura interna variable (por ejemplo, Figura 18). Observaciones de los complejos de
chimeneas hidrotermales del fondo marino modernos en efusiva terrenos, flujo dominadas
indican que los depósitos comienzan a formarse como una serie de chimeneas de sulfuro de
silicato-sulfato (Figura 18a). Estos se convierten en estructuralmente inestable con el
continuo crecimiento y colapso, y se unen para formar un montículo brecha (Figura 18b, c).
La circulación continua de fluidos hidrotermales en este brechas resultados montículo en el
sellado del agua de mar por una sílice, arcilla y / o gorra sulfato. Deposición progresiva de
los sulfuros de metal dentro de los resultados de montículos en la formación de una textura
compleja, semi masiva a gran montículo de sulfuro al. El flujo de fluido hidrotermal a
través de la estructura de montículo comúnmente resulta en removilización de metales
previamente depositados a lo largo de una sustancia química y de gradiente de temperatura
perpendicular a la interfaz de agua de mar. Este proceso se conoce como zona de refino
(Eldridge et al., 1983) y los resultados en un núcleo de calcopirita-rico y un esfalerita ±
galena-rica zona exterior (Figura 19). En casos extremos, la mayor parte de la base y los
metales preciosos pueden ser removilizado fuera del montículo de sulfuro y se llevaron a la
columna de agua de mar por ventilación de fluidos hidrotermales. Massive núcleos piríticos
y delgada, de base-y márgenes exteriores enriquecidos de metales preciosos son una
característica de los depósitos VMS que han tenido una historia térmica prolongada (por
ejemplo, Hannington et al, 1998;.. Petersen et al, 2000).
Aunque muchos depósitos VMS tienen un componente clástica, esto suele ser subordinado
a las facies de sulfuros masivos. En muchos casos, como el HW yacimiento en Buttle Lake
(Barrett y Sherlock, 1996a), Columbia Británica, Kidd Creek, Ontario (Hannnington et al.,
1999b), y Louvicourt, Quebec estas facies clásticas subordinadas contienen una mezcla de
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81
sulfuro y albergar fragmentos de roca. Interestratificado sulfuro y las capas ricas en silicato
forman a partir de la erosión y hundimiento periódico de un montículo de sulfuro para
formar arena para depósitos de brechas de tamaño. Ejemplos en los que estos componentes
sulfúricos clásticas son una parte dominante del depósito incluyen Eskay Creek y
Tulsequah Jefe, Columbia Británica (Barret y Sherlock, 1996a; Sebert y Barrett, 1996), y
Buchans, Newfoundland (Walker y Barbour, 1981). En otros casos, las lentes de mineral
finamente camas pueden resultar de alta temperatura consecuencias penacho de partículas
de sulfuro de entremezclado con sílice hidrotermal, talco y Mg-esmectitas, más ambiental
de fondo sedimentación pelágica (Peter, 2003 y sus referencias). Minerales similares
finamente bandas también pueden ser un producto de la recristalización dinámica de los
sulfuros durante eventos de deformación regionales. Depósitos VMS acomodar fácilmente
la tensión durante la deformación regional debido a la naturaleza dúctil de los cuerpos de
sulfuros masivos, y por lo tanto puede mostrar mucho más altos grados de recristalización y
removilización que los estratos volcánicos y sedimentarios circundantes.
En algunos casos, los depósitos VMS no se forman en el fondo marino, pero se desarrollan
como resultado de la sustitución de sub-superficial del fondo marino. Esto ocurre cuando
los fluidos hidrotermales relleno porosidad primaria, ya sea en extrusivas sucesiones
volcaniclásticos o epiclásticos, autoclásticas, por debajo de una capa impermeable (Figura
18d, e). En el depósito Ansil en Noranda VMS campamento Arcaico, una sucesión de
flujos de cenizas félsicas laminados / turbiditas infilled una pequeña grieta a fallos acotado
en el complejo flujo félsicas (Figura 18g). Filtración de fluido hidrotermal hasta los
márgenes de la grieta resultó en unidad por unidad de reemplazo de las capas laminadas
volcaniclásticos por pirita, esfalerita y sílice. Algunos excepcionalmente grandes depósitos
de sulfuros masivos se han formado dentro de depresiones volcánicas rellenos con flujo de
escombros autoclásticas y heterolithologic y depósitos de talud. Estos incluyen la lente
Horne N º 5 (Kerr y Gibson, 1993) Kidd Creek (Hannington et al., 1999b), y varios cuerpos
mineralizados en Buttle Lake (Barrett y Sherlock, 1996a).
La mayoría de los depósitos VMS canadienses se caracterizan por sistemas de vetas de
stockwork discordantes que normalmente subyacen en las lentes de sulfuros masivos, pero
también pueden estar presentes en los estratos estratigráficas de pared que cuelgan
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inmediatos. Estos sistemas de vetas de stockwork se producen en el centro de zonas más
extensas, alteración discordantes. Se forman por la interacción entre el aumento de los
fluidos hidrotermales, agua de mar y las rocas que circulan sub-fondo marino. Las zonas de
alteración y sistemas de vetas de stockwork concomitantes pueden extenderse verticalmente
por debajo de un depósito de varios cientos de metros. Proximal alteración colgante de
pared se puede manifestar como un halo semi-conformable hasta decenas de metros de
espesor (Brunswick No 12, Bathurst) o puede continuar sobre el depósito de decenas a
cientos de metros como zona de alteración discordante (Ansil, Noranda). En algunos casos,
la zona de alteración proximal y auxiliar de mineralización de stockwork vena conecta una
serie de lentes masivos de sulfuros apilados (Amulet, Noranda; LaRonde, Bousquet) que
representan fases síncronos y / o secuencial de formación de mineral durante las pausas
sucesivas en la actividad volcánica.
En la vista en planta, zonas de alteración proximales pueden formar un halo de hasta el
doble del diámetro de la lente de sulfuros masivos (Figura 20), pero con depósitos como
cincel lago, campo de Snow Lake, o Eskay Creek, Columbia Británica, footwall alteración
pueden ser volumétricamente extensas y muchas veces el diámetro de la lente de sulfuro
masivo (Galera y col., 1993). La morfología de las zonas de alteración proximal puede
variar ampliamente, pero en general tienden a ensancharse en la proximidad de la superficie
del fondo marino paleo-lo que sugiere una interacción más intensa entre superficialmente
circular, o congénita, el agua de mar y un fluido hidrotermal ascendente. La zonación
mineralógica interna de las zonas de alteración es indicativa de estos fenómenos de mezcla.
Una Fe-clorito de cuarzo-sulfuro ± sericita ± talco asociación mineral es comúnmente
asociado con el núcleo de la mineralización de stockwork vena, que se convierte cada vez
más en cuarzo y rica en sulfuro hacia el contacto inferior de la lente de sulfuros masivos.
En algunos casos, talco y / o magnetita se producen en la base de la lente de sulfuros
masivos y la parte superior de la tubería de alteración, ya que varios de los depósitos
Matagami distrito VMS, el depósito Ansil en el campo de Noranda y el Triásico Tardío
Chu Chua depósito en el Slide Mountain terrane de BC. La zona núcleo está envuelto en
una zona más amplia de Fe-Mg-clorita-sericita, incluyendo phengite en la parte de esta
zona que abarca la pared colgante inmediata a la lente de sulfuro masivo. Fueraborda de
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83
esto es una zona rica en sericita, phengite, Mg-clorita, albita ±, ± carbonato, ± barita. Esta
zona exterior también puede abarcar una porción de los estratos que cuelga por encima de
la pared-, y laterales de la lente de sulfuro masivo.
En ambientes de aguas poco profundas (por ejemplo, <1500 m de profundidad), la
ebullición puede haber ocurrido ya en la zona de flujo ascendente o en la inmediata sub-
fondo marino. Dependiendo de la extensión de la ebullición, esto puede resultar en
verticalmente extensas zonas de stockwork piríticos, posiblemente con generalizada e
intensa alteración cuarzo-sericita-pirita. El sistema de alteración sericita-rica extensa que
subyace en la cala aurífera depósitos VMS Eskay puede ser un producto de amplio sub-
superficie de ebullición de los fluidos hidrotermales, lo que resultó en la formación de baja
temperatura (<200 ° C) Sb-Hg-As-Pb sulfosalt- lentes de mineral ricos (Sherlock et al.,
1999). Alteración arcillosa más avanzado puede ser producido por sustancias volátiles
magmáticas ácidas, y esta alteración puede conducir a asociaciones minerales
aluminosilicatos ricos en distintivos cuando metamorfoseado al grado greenschist. En el
caso del depósito LaRonde, Quebec, de tipo montículo lentes de sulfuros masivos de
"clásicos" de Zn-Cu-Au se asocian con extensas zonas de alteración arcillosa transformado
que contiene los sistemas de stockwork bornita-oro-pirita chalocpyrite-. Esto puede ser el
resultado de ebullición subsuelo poco profundo y la separación de un fluido rico en
volátiles o de entrada centrado de fluidos magmáticas oxidados (Dubé et al., 2004).
En casos menos extremos distales ensambles de alteración hidrotermal de baja temperatura,
asociados con VMS pueden ser difíciles de distinguir de greenschist-facies metamórficas
asociaciones minerales de la región. Cuando las zonas de alteración semiconformable tanto
proximales y regionales se ven afectadas por metamorfismo regional o contacto
amphibolite grado, las asociaciones minerales de alteración originalmente fuertemente
hidratados cambian en una de grano grueso conjuntos de cuarzo-filosilicato-aluminosilicato
que son muy distintos de los estratos inalterados circundantes (Figura 21) . Entonces se
hace posible utilizar las variaciones sistemáticas en estas asociaciones minerales
metamórficos de grano grueso como vectores hacia el núcleo del sistema de alteración
proximal o upsection hacia el paleo-suelo marino (Hodges y Manojlovic, 1993).
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6.4.GENETIC/EXPLORATION MODELS
Modelos de exploración de los sistemas VMS tienen varios temas comunes a pesar de la
gran variedad de ambientes submarinos en los que pueden formar los depósitos. La
generación de un complejo VMS-hosting volcánica es una respuesta al flujo de calor
concentrado causada por extensión tectónica, la despresurización del manto y la formación
resultante de las altas temperaturas del manto derrite, cortical parcial se derrite, y la
sucesión volcánica bimodal común. La gran mayoría de los depósitos VMS en forma de
Canada, ya sea en terrenos volcánicos bimodal-máficas o bimodal-felsic dominadas por el
basalto-andesita basáltica y riolita-riodacita. VMS de acogida de posibles terrenos de arco
se caracterizan por sucesiones volcánicas bimodales que tienen un toleítica de composición
alcalina toleítica-calc transición. Las rocas volcánicas félsicas se caracterizan por una baja
Zr / Y (<7) y baja (La / Yb) N (<6), con elevados contenidos de los elementos de campo de
alta resistencia (Zr> 200 ppm, Y> 30 ppm, y la elevación de LREE y HREE ,) típica de los
magmas de alta temperatura, la reducción de derivados de la masa parcialmente hidratado
(Barrie et al, 1993;. Barrie, 1995; Lentz, 1998). Las viscosidades inferiores del magmas
felsic altas temperaturas dan lugar a un rápido ascenso con una mínima pérdida de calor en
los ajustes sub-fondo marino donde la convección hidrotermal se puede iniciar. Por esta
razón, los entornos VMS más prospectivas se caracterizan por un enjambre sill-dique de
alto nivel, discretos centros extrusivas félsicas y grandes (> 15 km y 2000 m de espesor)
intrusiones compuestos subvolcánicos. La ausencia de intrusiones subvolcánicos
sustanciales en algunos campos puede ser debido a una mala conservación como resultado
de doblar y fallas.
La interacción de grandes volúmenes de estratos volcánicos con agua de mar dentro de
estos ambientes extensionales de alta temperatura da como resultado la formación de zonas
de alteración escala de distrito que se extienden sobre la longitud de perforación de la
función de SLB-extensional de alojamiento (difusión de canto, grieta, a la caldera). Zonas
de alteración apiladas pueden tener un espesor total de 2000-3000 m, y puede ser invadido
por fases resurgimiento de la intrusión subvolcánico subyacente. Intrusiones subvolcánico
mismos pueden mostrar las características texturales que indican desgasificación de alto
nivel y de alta temperatura alteración magmático-hidrotermal (cuarzo, epidota-magnetita-
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85
ferroactinolite-sulfuros). En algunos casos, esto puede contribuir desvolatilización metales
a la suprayacente sistema hidrotermal convectivo (Lydon, 1996; grande et al, 1996;. Galley,
2003, y las referencias en él). Los sistemas regionales alteración semiconformable se
asemejan a las zonas metamórficas regionales (zeolita, esquistos verdes, anfibolita), cada
vez con mayor grado hacia la fuente de calor. Distritos VMS más canadienses se han visto
afectados por el metamorfismo regional, que ha dado lugar a la recristalización de los
minerales de alteración originales de esquistos verdes y / o asociaciones de anfibolita. En
campos como Noranda, Bousquet, Sturgeon Lake, Manitouwadge, Snow Lake, Leaf Rapids
y el Stikine occidental (Tulsequah Jefe), metamorfismo regional o metamorfismo de
contacto local de minerales de alteración se ha producido asociaciones minerales de grano
grueso distintivos caracterizan por minerales como flogopita , cordierita, antofilita,
moscovita, estaurolita, granate, andalucita y cianita. La alteración metamorfoseado se
puede distinguir de asociaciones minerales metamórficos regionales esencialmente
isoquímico por las pérdidas y ganancias de los distintos elementos durante las interacciones
fluido-roca (Figura 15). Estratigrafía volcánica submarina que es posible para VMS
mineralización contiene comúnmente horizontes exhalativo ferruginosas como una
indicación de la actividad hidrotermal sub-fondo marino. Precámbricos exhalites VMS
relacionadas se componen habitualmente de sulfuro de material rico en tobáceo finamente
acostado. Facies más extensos de óxido de tipo Algoma Fe-formaciones también son
comunes en entornos de back-arc VMS-posibles de todas las edades. Ambos tipos de
exhalite pueden formar proximal a los depósitos de sulfuros masivos o extender para
longitudes de huelga de varios kilómetros a decenas de kilómetros (Spry et al, 2000;. Peter,
2003). La proximidad a una fuente hidrotermal en estas formaciones se indica por la
correlación entre-elemento positivo entre los componentes hidrotermales (UE, Fe, Mn, Pb,
Zn, Cd, Au, Ca, Sr, Ba, P, CO2) frente a componentes clásticos (Si, Ti, Al, Mg, K, y Zr), el
aumento de chondrite normalizado UEE * (hidrotermal de entrada), y la disminución de Ce
/ Ce * (entrada de agua de mar) hacia la fuente (y Peter Goodfellow, 1996; Peter
Goodfellow y, 2003a, b) . Verticales y horizontales facies variaciones de óxido de silicato a
través de carbonato, que en algunos casos, también pueden reflejar la proximidad a la
actividad hidrotermal centrado (Peter, 2003)
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6.5.KEY EXPLORATION CRITERIA
Los siguientes son los principales criterios de exploración de depósitos VMS canadienses y
los atributos clave de VMS que albergan complejos volcánicos.
1. Los depósitos se encuentran en los cinturones volcánicos del Arcaico Tardío al Eoceno
en el que la extensión se indica con relativamente primitiva (toleítica de transición)
vulcanismo bimodal en arco naciente, entornos back-arc arc rifted y. Algunos centros de
difusión del fondo marino-cabalgadas y márgenes continentales dislocados son también
posibles.
2. Formación VMS se produce durante los períodos de gran océano de cierre automático y
terrane acreción. Esto incluye el Arcaico Tardío (Ga 2,8 a 2,69), Paleoproterozoic (Ga 1,92
a 1,87), Cambro-Ordovícico (500-450 Ma), Devono-Mississippi (370-340 Ma) y Jurásico
(200-180 Ma).
3. En efusivas configuración de flujo dominadas por oceánicas arco y arcos margen
continental, VMS se pueden asociar a 15-25 km de longitud a intrusiones máficas
synvolcanic compuestos. Estas intrusiones son Na-ricos y empobrecido en elementos de
baja intensidad de campo y tienen respuestas radiométricas bajos en el aire, pero
generalmente muestran halos magnéticos debido a que rodea las zonas de interacción fluido
a alta temperatura. Exploración debería centrarse hasta 3000 m upsection en las series
volcánicas comagmatic en la pared que cuelga de las intrusiones. Riolitas con alta Zr (>
300 ppm), anomalías de Eu chondrite normalizados negativos, (La / Yb) N <7, (Gd / Yb) N
<2 e Y / Zr <7 define de alta temperatura (> 900oC) felsic volcánica entornos favorables
para la formación de VMS. La presencia de enjambres de diques synvolcanic y horizontes
exhalite son indicativos de las zonas de alto flujo de paleo-calor.
4. En el arco de espalda continental, encuestas ajustes siliciclástica dominadas bimodales
aeromagnéticos se pueden utilizar para identificar areally extensas Fe-formaciones para
apuntar horizontes paleo-hidrotermal activos del fondo marino. Las variaciones en la
mineralogía de las formaciones de hierro y variando las relaciones de los elementos pueden
servir como vectores hacia centros hidrotermales de alta temperatura. Complejos sill-dique
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menores volumétricamente también pueden identificar los centros hidrotermales más altas
temperaturas.
5. En terrenos metamórficos greenschist-anfibolita superior distintivos, suites minerales de
grano grueso definen comúnmente zonas de alteración del SLB. Estos incluyen cloritoide,
granate, estaurolita, cianita, andalucita, flogopita y gahnite. Asociaciones minerales
aluminosos Más comúnmente ocurren cerca de una tubería de alteración de alta
temperatura. Química mineral metamórfica, tales como la relación de staurolite Fe / Zn, es
también un vector de mineral. Estos minerales en gran medida refractarios tienen una alta
tasa de supervivencia en los sedimentos superficiales, y se pueden utilizar a través de la
separación de minerales pesados como nuevas guías de exploración en zonas hasta
cubiertas.
6. Mineralogía y química se pueden utilizar para identificar los sistemas de alteración
hidrotermal a gran escala en las que pueden formar grupos de depósitos VMS. Amplias
zonas de alteración semiconformable mostrarán aumentos de Ca-Si (epidotización-
silicificación), Ca-Si-Fe (actinolita-Clinozoisita-magnetita), Na (spilitization) o K-Mg
(mixta clorita-sericita ± K-mástil) . Alteración proximal asociado con sistemas de vetas de
stockwork-sulfuro de silicato discordantes incluye clorito-cuarzo-sulfuro-o sericita-cuarzo-
pirita ± ensambles de aluminosilicato-ricos y está normalmente fuertemente empobrecido
en Na y Ca debido a la destrucción de feldespato de alta temperatura. Además de análisis
geoquímico, difracción de rayos X, PIMA y análisis de isótopos de oxígeno pueden ayudar
en la vectorización hacia las zonas de alteración proximales de temperatura más elevada y
asociada VMS mineralización. Aunque PIMA se ha usado más eficazmente en los sistemas
de alteración que contienen minerales con un alto índice de reflexión, ha habido algo de
éxito en la identificación de greenschist facies minerales dentro de los sistemas
Precámbricas VMS hidrotermales (Thompson et al., 1999).
7. KNOWLEDGE GAPS
Los investigadores se han reunido una impresionante cantidad de conocimiento en los
últimos diez años, con respecto a cómo y dónde, los depósitos VMS se forman dentro de
los diversos regímenes geodinámicos. Esto se debe a una combinación de estudios de
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ambientes modernos fondos marinos y estudios detallados y escala regional de los antiguos
ambientes de VMS. Estos estudios nos han permitido poner ambientes de depósito de VMS
en el contexto de los ajustes supra-subducción diversas que se pueden identificar en
terrenos deformados y transformado a través litoestratigráfica evaluación y análisis de
facies litogeoquímicas. Configuraciones posibles para los sistemas hidrotermales sub-fondo
marino ahora se pueden determinar a través de la identificación de intrusiones synvolcanic
que activan los sistemas, las variaciones geoquímicas de rocas alteradas y horizontes
sedimentarios químicos, y el uso de la mineralogía, geoquímica y geología isotópica. El
ingrediente fundamental para el uso eficiente de estas herramientas es un nivel adecuado de
comprensión de la arquitectura de los terrenos volcánicas. Asignación a las 1:20 escala K y
los estudios geocronológicos gratuitos del Flin Flon, Snow Lake, Leaf Rapids y
campamentos mineros Bathurst fueron la clave para entender la evolución de los distintos
conjuntos de arco VMS-hosting y en qué período de tiempo en esta evolución formaron los
depósitos . Cartografía litoestratigráfica detallada es esencial para desentrañar historias de
deformación y la comprensión de las repeticiones estructurales de horizontes futuros de
mineral. A escalas más grandes todavía tenemos una mejor comprensión de la vida útil de
los sistemas hidrotermales y el carácter y la magnitud del flujo de fluido en ambos estratos
de la pared cuelgan volcánicas y sedimentarias. También necesitamos una mejor
comprensión de la forma de investigación de entornos VMS deriva a través de la cubierta
gruesa novela usando análisis de minerales pesados y los métodos de lixiviación selectiva.
Exploración exitosa amparo requiere una mejor comprensión de los procesos de
removilización secundaria y terciaria de los metales y elementos traza desde un depósito
VMS y su sistema de alteración asociada.
ALGUNAS ZONAS DE ALTO POTENCIAL DE MINERALES EN CANADA
- El reconocimiento de nuevas clases de alta sulfuración y de aguas poco profundas
depósitos VMS y su relación genética con suites magmáticas diferenciados en arcos
volcánicos tanto calco-alcalinos y alcalino abre nuevos terrenos y enrvironments volcánicas
a la exploración que antes se consideraban no prospectivo para VMS. Estos ambientes
incluyen frentes arco y sucesores arcos magmáticos, además de arc rifted primitivo y
terrenos back-arc. Calc-alcalina para terrenos alcalinos, tales como el Grupo de Nicola
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Triásico y el Jurásico Inferior Grupo Hazelton en BC deben revisarse los depósitos VMS
atípicos. Partes evolucionado de Arcaico piedra verde terrenos, en particular,> 2.8 Ga
terrenos, en los que hubo participación de la corteza siálico temprano, también deben
tenerse en cuenta en este contexto, es decir Frotet-Troilo dominio, Gran Nord, North
Caribou y subprovincias esclavos occidentales.
- Entornos grieta incipiente del Paleoproterozoic Trans-Hudson Orogen. La presencia de
grandes cantidades de hierro y la formación asociada VMS mineralización en la fosa de
Labrador es una prueba de extensos sistemas hidrotermales que se generan en estos 2,1-2,0
sistemas de rift Ga en ambas márgenes del orógeno. ¿Por qué ellos no desarrollan grandes
depósitos VMS como en otros ambientes ricos en Fe-formación (por ejemplo,
Manitouwadge)?
- Las intrusiones asociadas con Ni-Cu-PGE mineralización representan grandes volúmenes
de magma normalmente emplazados en niveles corticales someros como parte de
complejos volcano-plutónico. Si emplazado en un entorno subacuático, estos terrenos
deben ser altamente prospectiva para siliciclástica mafic o depósitos VMS mafic
dominadas. Estos pueden incluir la estratigrafía volcánica submarina sobre el río Fox y el
pájaro río falcas de Manitoba y, posiblemente, el malo Vermilion complejo anorthositic en
el suroeste de Ontario.
- Entornos back-arc intra-continentales han sido reconocidos como altamente prospectiva
para VMS. ¿Dónde están los entornos de back-arc continentales en el Superior, Esclavitud
y provincias Grenville? ¿Hemos explorado lo suficiente en los 2,8 Ga o <1.5 terrenos Ga?
- Terranes afectados por piel fina tectónica plegable empuje presentan desafíos especiales
para la exploración, pero también son altamente prospectiva para VMS. El potencial de
nuevos objetivos de exploración en áreas como la Faja Volcánica Central de Terranova es
alta, y las lecciones aprendidas en la Faja Pirítica Ibérica en lo que respecta a la exploración
en estos terrenos se puede aplicar en estos y otros terrenos similares en Canadá.
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90
- Los llamados terrenos oceánicos de BC, como la Montaña Slide Triásico y Cache Creek
terrane, deben ser reevaluados para su SLB posibles a la luz de la posibilidad de que
representan atrás del arco y no de entornos de cuencas oceánicas. La presencia de boninite
y subvolcánico tonaliticos-trondhjemita intrusiones ± riolitas en estos terrenos sería
indicadores clave de los posibles sistemas de arco posterior de arco. Boninite, en particular,
es una indicación de una fuente de manto empobrecido típica de naciente a los regímenes
de back-arco (Crawford et al, 1989;. Stern, et al, 1995;. Kerrich et al, 1998;.. Piercey et al,
2001).
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91
CAPÍTULO VIII
TABLAS
Table 1. Major World VMS Deposits and Districts
No.* Deposit/District, Country Tonnage (Mt)
1 Brooks Range, Alaska 35
2 Finlayson Lake, YK 20
3 Winday Craggy, BC & Green's Creek, Alaska 300
4 Northern Cordillera, BC 100
5 Myra Falls, BC 35
6 Shasta, California 35
7 Jerome, Arizona 40
8 Central Mexico 120
9 Tambo Grande 200
10 Amazonian craton, Brazil 35
11 Slave Province, NWT, NV 30
12 Ruttan, MB 85
13 Flin Flon-Snow Lake, MB 150
14 Geco-Manitouwadge, ON 60
15 Sturgeon Lake, ON 35
16 Ladysmith-Rhinelander, Wisconsin 80
17 Abitibi, ON-QC 600
18 Bathurst, NB 495
19 Dunnage Zone, NF 75
20 Iberian Pyrite Belt, Spain & Portugal 1575
21 Avoca, Ireland 37
22 Trondhjeim, Norway 100
23 Skellefte, Sweden 70
24 Outokumpu-Pyhasalmi, Finland 90
25 Bergslagen-Orijarvi, Sweden & Finland 110
26 Preiska, South Africa 45
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27 Troodos, Cyprus 35
28 Black Sea, Turkey 200
29 Saudi Arabia 70
30 Semail, Oman 30
31 Southern Urals, Russia 400
32 Central Urals, Russia 100
33 Rudny Altai, Kazahkstan 400
34 Altai-Shan, Mongolia 40
35 North Qilian, China 100
36 Sanjiang, China 50
37 Bawdwin-Laocang, Burma 40
38 Hokuroko, Japan 80
39 Besshi, Japan 230
40 Phillipines 65
41-42 Western Australia 75
43 Central Queensland, Australia 80
44 Lachlan Fold Belt, Australia 100
45 Mt. Read, Tasmania 200
46 Sino-Korean Platform 40
* numbers refer to Figure 1; tonnage is approximate
Table 2. Canadian VMS deposits presently in production
Deposit Location
Mt Cu Zn Pb Ag Au
Age
wt.% wt.% wt.% g/t g/t
Kidd Creek Abitibi, Ontario 149.3 2.89 6.36 0.22 92 0.05 Archean
Brunswick
No. 12
Bathurst, N.B. 137.3 0.33 9.56 3.56 100 0.2 Ordovician
Selbaie Abitibi, Quebec 47.3 0.98 1.98 20 0.9 Archean
LaRonde Abitibi, Quebec 55 0.33 2.11 50 4.66 Archean
Buttle Lake Wrangellia, B.C. 26.3 1.9 5.93 0.55 55 2.15 Devonian
Louvicourt Abitibi, Quebec 15.1 3.67 1.55 29 0.9 Archean
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93
Triple 7 Trans-Hudson
Orogen,
Manitoba
14.5 2.64 4.98 31 2.12 Paleoproterozoic
Bouchard-
Hebert
Abitibi, Quebec 10.2 2.11 4.79 15 1.4 Archean
Callinan Trans-Hudson
Orogen,
Manitoba
8.4 1.29 4.02 26 2.05 Paleoproterozoic
Duck Pond* Central Volcanic
Belt, Nfld.
3.9 3.59 6.82 1.1 71 0 Ordovician
Bell Allard Abitibi, Quebec 3.2 1.5 13.77 43 0.8 Archean
Chisel North Trans-Hudson
Orogen,
Manitoba
2.8 0.15 9.36 0.4 22 0.4 Paleoproterozoic
Eskay Creek Stikine, B.C. 4 0.33 5.4 2.2 998 26.4 Jurassic
Konuto Trans-Hudson
Orogen,
Manitoba
1.9 4.13 1.41 9 2.07 Paleoproterozoic
* In pre-production for 2006; 1Includes production and estimated reserves where
applicable. From Hannington et al., 1999.
Table 3. Examples of Large-Tonnage VMS Deposits of the World
(Canadian deposits in red).
Deposit Location Mt Cu Zn Pb Ag Au Age
wt.% wt.% wt.% g/t g/t
Giant Deposits (>100 Mt)
Windy Craggy British
Columbia
297.4 1.38 4 0.2 Triassic
Neves Corvo Portugal 270 1.6 1.4 0.3 30 Carboniferous
Aljustrel Portugal 250 0.8 3 1 38 0.8 Carboniferous
Rio Tinto
(massive)
Spain 250 1 2 1 30 0.22 Carboniferous
La Zarza Spain 164 0.7 1.5 0.5 24 1 Carboniferous
Horne (No. 5
Zone)
Quebec 150 0.1 0.7 0.3 Archean
Kidd Creek Ontario 149.3 2.89 6.36 0.26 92 0.05 Archean
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Brunswick No. 12 New
Brunswick
137.3 0.33 9.56 3.56 100 0.2 Ordovician
Tharsis Spain 110 0.5 2.7 0.6 22 0.7 Carboniferous
Mt. Lyell Tasmania 106.8 1.19 0.04 0.01 7 0.41 Cambrian
Very Large Deposits (50-100 Mt)
Ruttan Manitoba 82.8 1.37 1.63 0.08 13 0.5 Paleoproterozoic
Aznacollar Spain 74 0.49 2.14 1.04 44 0.5 Carboniferous
Los Frailes Spain 70 0.34 3.92 2.25 63 Carboniferous
Masa Valerde Spain 70 0.5 1.3 0.6 38 0.8 Carboniferous
Caribou New
Brunswick
70 0.5 4.3 1.6 Ordovician
Flin Flon Manitoba 62.5 2.17 4.13 42 2.64 Paleoproterozoic
Crandon Wisconsin 61 1.1 5.6 0.5 37 1 Paleoproterozoic
Geco Ontario 58.4 1.86 3.45 0.15 50 Archean
Sotiel Spain 59 0.6 4.9 1.9 Carboniferous
LaRonde Quebec 55 0.33 2.11 50 4.66 Archean
Matsumine-
Shakanai
Japan 54.2 2.19 2.63 0.76 64 0.62 Miocene
Horne Mine Quebec 54 2.2 13 6.1 Archean
Large Deposits (25-50 Mt)
Mt. Morgan Queensland 50 0.7 0.1 0.05 6 4.7 Devonian
Lousal Portugal 50 0.7 1.4 0.8 Carboniferous
Britannia British
Columbia
48.8 1.9 0.65 7 0.69 Jurassic
Migollas Spain 47.6 0.83 2.23 1.3 Carboniferous
Preiska South Africa 47.2 0.98 1.98 20 0 Proterozoic
Selbaie (all
orebodies)
Quebec 44 1.05 1.98 39 0.6 Archean
Norita Quebec 37.6 2.17 4.13 41 2.6 Archean
Avoca Ireland 37 0.7 Ordovician
Aguas Tenidas Spain 35 Carboniferous
Bawdwin Burma 34.1 0.48 13 9.09 232 0.06 Ordovician
Arctic (Brooks
Range)
Alaska 32.9 4 5.5 0.8 51 0.02 Devonian
Pyhasalmi Finland 31.1 0.75 2.43 0.06 17 0.2 Proterozoic
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United Verde USA 30 4.8 0.2 50 1.37 Proterozoic
Madenkoy Turkey 30 3.9 4.3 Cretaceous
Besshi Japan 29.9 2.6 0.3 21 0.7 Jurassic
Outokumpu Finland 28 3.8 1 0.01 9 0.08 Proterozoic
Hitachi Japan 27.2 1.4 0.6 5 0.5 Cretaceous
Buttle Lake British
Columbia
26.3 1.9 5.93 0.55 55 2.15 Devonian
Murgul Turkey 26.2 2.03 0 Jurassic
Scuddles W. Australia 26.1 1.2 6.9 0.5 59 0.9 Archean
Cayeli Turkey 26 4.7 7.3 Cretaceous
Mattagami Lake Quebec 25.6 0.42 5.1 22 0.3 Archean
Granduc British
Columbia
25.1 1.79 0.1 0.02 11 0.17 Jurassic
Lokken Norway 25 2.1 1.9 0.1 19 0.29 Ordovician 1Includes production and estimated reserves where applicable. From Hannington et al.,
1999.
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96
CAPÍTULO IX
FIGURAS
Figura 1: Esquema del moderno depósito de sulfuro de TAG en la Cordillera del
Atlántico representa una sección clásica de un depósito de VMS, con una concordancia
semi-masivo de sulfuros masivos lente sustentada por un sistema de vetas de stockwork
discordantes y halo alteración asociada o "pipe". De Hannington et al (1996).
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97
Figura 2: Clasificación de metales comunes de todo el mundo y canadienses depósitos
VMS como se define en primer lugar por Franklin et al. (1981) y modificado por Grande
(1992) para incluir la clase de Zn-Pb-Cu. La preponderancia de Cu-Zn y Zn-Cu
depósitos VMS en Canadá se debe a la abundancia de Precámbricas primitivos
configuración de arco oceánicas.
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98
Figura 3: Clasificación de los depósitos VMS en función de sus proporciones relativas de
Cu + Zn + Pb frente a los metales preciosos (Au, Ag). Algunos de los yacimientos
auríferos más conocidos de Canadá (subrayado) se comparan con los ejemplos
internacionales. A pesar de haber producido 170 t de Au, el depósito Flon Flin no se
considera un yacimiento VMS aurífera dentro de esta clasificación. Modificado de
Hannington et al. (1999c).
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99
Figura 4: Representación gráfica de la clasificación litológica de los depósitos VMS por
Barrie y Hannington (1999), con el tipo de "alta sulfuración" un subtipo añadido al
grupo bimodal-félsicas. El tamaño promedio y la mediana de cada tipo para todos los
depósitos canadienses, junto con ley promedio.
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100
Figura 5: Distribución de antiguos y modernos depósitos VMS, con los principales
distritos destacadas con respecto a las reservas conocidas geológicas agregados. Desde
GSC World Project Minerals.
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101
Figura 6: Distribución de los depósitos VMS en Canadá por provincia geológica. Los n°
corresponden a los dep. que figuran en la base de datos VMS nacional (Apéndice 1).
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102
Figura 7: Histograma del tonelaje total de metales base de depósitos VMS conocidos por
provincia, y el número de depósitos en el tonelaje total se calculó a partir. Metales totales
representan reservas geológicas.
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103
Figura 8: Distribución de tamaño de todo el mundo para los depósitos VMS, con
depósitos de más de 50 Mt considerada "gigante", y los más de 150 Mt considera
"supergigante". Atlantis profundo es considerado el más grande ejemplo moderno de un
depósito de sulfuros masivos del lecho marino, con Neves Corvo y ventoso ejemplos
antiguos escarpadas de depósitos supergigantes. Modificado de Hannington et al (1995).
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104
Figura 9: Las estadísticas de depósitos VMS agrupados por clase litológica (Barrie y
Hannington, 99): a) Depósitos en todo el mundo, b) los depósitos canadienses agrupados
por clase litológica.
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105
Figura 10: Distribución de los depósitos VMS canadienses con respecto a: a) grado de
metal común global y no de toneladas y b. contenida Au frente toneladas largas, la
mayoría de Au yacimientos auríferos contienen> 4 g / t Au (rombos verdes). Aquellos con
más de 1.000 toneladas de Au (diamantes amarillos) incluyen tanto VMS yacimientos
auríferos y aquellos con grados Au moderados pero grandes tonelajes. Gigantes y
supergigante VMS depósitos se identifican por su nombre.
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106
Figura 11: Hay tres ambientes tectónicos principales en las que VMS forman depósitos,
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107
cada una representando una etapa en la formación de la corteza de la tierra. TOP:
evolución de la Tierra temprana estuvo dominado por la actividad pluma del manto
durante el cual numerosos eventos grieta incipiente formaron cuencas caracterizadas
por corteza oceánica a principios de la forma de basaltos primitivos y / o komatiítas,
seguido por siliciclástica relleno y asociado Fe-formación y máficas-ultramáficas
soleras. En los fanerozoicas el mismo tipo de fisuras incipientes formados durante
transpresional, después de acreción rifting arco (Windy Craggy). MEDIO: La formación
de verdaderos cuencas oceánicas se asoció con el desarrollo de centros de expansión del
océano a lo largo de la cual se formaron los depósitos VMS mafic dominadas. El
desarrollo de las zonas de subducción como resultado la formación de arco oceánico con
dominios extensionales asociadas en las que bimodal-máficas, depósitos VMS bimodal-
félsicas y máficas dominado formaron. CONCLUSIÓN: La formación de arco maduro y
frentes de subducción océano-continente como resultado de arco sucesor y ensamblajes
arco volcánico continental que acogerá la mayor parte de los depósitos siliciclásticas
felsic dominadas y bimodal.
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108
Figura 12: Comparación misma escala de los distritos VMS seleccionados. Un círculo de
diámetro de 5 km alrededor de cada depósito se muestra el área de influencia de la
hipotética alteración proximal escala sobre cada depósito, todo rodeado por una línea de
puntos que define la medida propuesta de un sistema de alteración de escala regional
para cada campo en base a la presencia de felsic conocido formaciones volcánicas. En
efecto, el ejemplo Noranda se corresponde estrechamente con la alteración observada.
Modificado de Sangster (1980).
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109
Figura 13: SLB ambientes se caracterizan por extensión tectónica en varias escalas.
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110
Resultados de extensión en adelgazamiento cortical, la despresurización del manto y la
generación de basalto se funde. Dependiendo de la densidad y el espesor de la corteza,
estas máfica masas fundidas de mayo de estanque en la base de la corteza, lo que resulta
en la fusión parcial y la generación de granitoide masas fundidas. Estos anhidro, alta
temperatura se derrite puede subir rápidamente a un entorno de sub-fondo marino (<3
km por debajo del lecho marino), donde el calor puede iniciar y mantener las células
hidrotermales convectivas que forman depósitos VMS.
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111
Figura 14: El desarrollo y la maduración de un sistema hidrotermal sub-fondo marino
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112
genérica implica tres etapas:
1. Relativamente profunda emplazamiento de una intrusión subvolcánico debajo de un
rift / caldera y el establecimiento de una circulación superficial, sistema de convección
de la temperatura del agua baja. Esto se traduce en alteración superficial sub-fondo
marino y la formación asociada de sedimentación química.
2. Intrusión Mayor nivel de magmas subvolcánicos y la generación resultante de un
sistema de convección de agua de mar sub-fondo marino profundo en el que las
ganancias y pérdidas de elementos de red son dictadas por las isotermas de sub-
horizontales.
3. Desarrollo de un sistema hidrotermal madura, a gran escala en el que isotermas
subhorizontales controlan la formación de semi-conformables ensambles de alteración
hidrotermal. La zona de reacción de alta temperatura próxima a la intrusión de
refrigeración se rompe periódicamente debido a la actividad sísmica o emplazamiento del
dique que permite flujo ascendente enfocada de fluidos ricos en metales hacia el fondo
marino y la formación de depósitos VMS.
De Galera (1993)
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113
Figura 15: Comparación de las facies de esquistos verdes regionales alteración
hidrotermal en el complejo volcánico Noranda con isogradas metamórficas previamente
mapeados (líneas sólidas.:. De Dimroth et al 1983; Powell et al, 1993). La distribución de
las facies de esquistos verdes alteración hidrotermal (sombreado) sugiere que la
zonificación metamórfica interpretado es al menos en parte, un producto de los procesos
hidrotermales synvolcanic temprana. Tenga en cuenta que epidota y clorito en la
secuencia de pre-caldero son distintos de los de las rocas volcánicas Secuencia de la
mina, a pesar de que están bien dentro de los subfacies epidota-actinolita y se han
transformado a la misma presión y temperatura. Modificado de Hannington et al. (2003).
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114
Figura 16: alta temperatura de alteración hidrotermal de mafic volcaniclásticas
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115
turbidite superpuesto por un mafic 1200m flujo de escombros fuertemente silicificado
debajo del VMS horizonte Cincel-Lost-Ghost, Snow Lake. Esto representa una zona de
reacción a escala regional superpone zona alta temperatura de la sílice dumping;
A. Fuertemente silicified almohadas con vesículas tubos rellenos con actinolita, epidota y
magnetita, y hialoclastita interpillow completando reemplazado por la misma asamblea.
Esta alteración facies recubre directamente la intrusión Mooshla subvolcánico, el
campamento de VMS Bousquet;
B. Un ejemplo de epidosite típica de las zonas profundas de los VMS zonas de flujo
ascendente hidrotermales en los que altas relaciones fluidas / rock ha dado lugar a la
lixiviación de lithophile, chalcophile y LFSE de los estratos (J. Lydon);
C. enérgicamente almohadas Mg-alterados transformaron al cg antofilita-cordierita en
los estratos escabel próximo a Winston Lake Zn-Cu depósito, Terrace Bay ON;
D. silicificados andesita basáltica del Alto Amuleto fm, Noranda, como un ejemplo de
sílice omnipresente vertido que se produce en los flujos subyacentes máficas
directamente unidades exhalite tufáceas en muchos campos de Precámbricos VMS.;
E. Mina Contacto Tuff horizonte exhalite (entre las líneas blancas) que se encuentra
sobre-las andesitas silicificados del Waite fm, Noranda.;
F. bandas magnetita sílex Fe-formación sobre el subyacente Austin Brook enorme
depósito de sulfuro, el campamento de Bathurst (J. Peter);
G. cloritoide zona rica por debajo del depósito Matabi, Sturgeon Lake, donde Fe-ricos
fluidos hidrotermales cruzaron un carbonato rico en zona de alteración regional
previamente formado.
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116
Figura 17: Ejemplos de grupos de depósitos VMS definen un campamento minero. Estos
incluyen:
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117
A. la Noranda campamento Arcaico, con 14 depósitos de tipo bimodal-máficas
sustentada por el subvolcánico intrusión Flavrian-Powell (Santaguida, 1994);
B. el campamento Bathurst Ordovícico con 35 depósitos dominados por el tipo de
depósito bimodal-siliciclástica (modificado de Van Staal, 2003);
C. el campamento Lake Snow Paleoproterozoic con dos intrusiones subvolcánicos (Lake
Sneath y Richard Lake) implicados en dos eventos separados hidrotermales que
formaron 8 depósitos bimodal-máficas (modificado de Bailes y Galera, 1999), y
D. el distrito Paleoproterozoic Flin Flin con 17 depósitos VMS alojado dentro de una
serie de terrenos en bloques delimitados que representan diferentes etapas de desarrollo
del arco oceánico. Por esta razón, el distrito contiene una amplia variedad de tipos de
VMS (Syme y Bailes, 1993; Galley y Jonasson, 2003.
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118
Figura 18: Ejemplo de un sulfuro de chimenea zonal desde el campo de ventilación de
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119
borde Endeavour (IR Jonasson);
A. texturas típicas de un enorme montículo de sulfuro, campo de ventilación principal,
Juan de Fuca Ridge. Anillamiento de crecimiento chimenea incrementales, con ovoides
que representan modelos de gusano. Fragmento cimentado por el crecimiento después de
sulfuro durante el colapso montículo y la posterior invasión de fluidos hidrotermales
(AG Galley);
B. arena mineral sulfurado de depósito Aarja Cretácico, Semail ofiolita, Omán. Textura
típica debido al colapso montículo repetida debido a anhidrita disolución y re-cementar
con sulfuro de tarde (IR Jonasson);
C. Sustitución parcial de toba camas finamente por masiva pirrotita-calcopirita en el
depósito Ansil, Noranda (AG Galley);
D. Rhyolite clastos cementados por pirita, esfalerita rica en sulfuro de masa basal,
depósito Louvicourt, Val d'Or (AG Galley);
E. clast Pirita-blenda como parte de un flujo de escombros proximal, Louvicourt, Val
d'Or (AG Galley);
F. unidad toba Cranston con reemplazo lit-par-iluminado y en el llenado por primera
pirita, blenda, seguido de pirrotita, calcopirita, depósito Ansil, Noranda (AG Galley);
G. bien desarrollada pirrotita, calcopirita vena zona de stockwork con intensa alteración
clorito de los wallrocks riolita, Ansil depósito, Noranda (AG Galley). En el llenado de
hialoclastita riolita en footwall inmediato al Ansil lente sulfuros masivos, Noranda (AG
Galley).
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120
Figura 19: La zonación mineral comúnmente observada dentro de los depósitos VMS es
en gran medida una función de la temperatura del fluido hidrotermal y la composición.
Resultados de zonificación de temperatura en la zonificación de los minerales de sulfuro
en tanto la zona de stockwork discordantes y el montículo de sulfuro conformable. De
Lydon (1984).
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121
Figura 20: Una sección compuesta a través de un sistema de alteración SLB en el campo
de la minería Bathurst como un ejemplo de una zona de alteración proximal VMS
transformado a greenschist asoc. minerales de grado. De Goodfellow et al. (2003).
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122
Figura 21: Una sección estilizada cruz a través de la zona de alteración proximal en el
depósito de cincel, campamento minero Snow Lake, que ilustra los cambios en
asociaciones minerales que se producen cuando una de las placas se somete a menores
de metamorfismo regional de grado amphibolite medio. Desde Galley et al. (1993).
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CAPÍTULO XI
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