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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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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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23

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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25

- 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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GEOLOGÍA DE YACIMEINTOS MINERALES II

42

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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43

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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{

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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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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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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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(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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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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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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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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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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87

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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88

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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94

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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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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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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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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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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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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Figura 11: Hay tres ambientes tectónicos principales en las que VMS forman depósitos,

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GEOLOGÍA DE YACIMEINTOS MINERALES II

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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GEOLOGÍA DE YACIMEINTOS MINERALES II

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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GEOLOGÍA DE YACIMEINTOS MINERALES II

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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Figura 16: alta temperatura de alteración hidrotermal de mafic volcaniclásticas

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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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Figura 17: Ejemplos de grupos de depósitos VMS definen un campamento minero. Estos

incluyen:

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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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Figura 18: Ejemplo de un sulfuro de chimenea zonal desde el campo de ventilación de

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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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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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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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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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