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GEOLOGÍA Y MINERALIZACIÓN DEL DEPÓSITO TIPO SKARN CON CONTENIDOS DE ÓXIDOS DE COBRE Y ZINC EN TERRAZAS, CHIHUAHUA, MÉXICO GARY A. PARKISON AND JASON B. PRICE Constellation Copper Corporation Lakewood, Colorado, EUA LOCALIZACIÓN Y DESCRIPCIÓN DE LA PROPIEDAD El depósito de zinc-cobre de Terrazas (antes Río Tinto) está situado 2 kilómetros al este del poblado de Terrazas, municipio de Chihuahua y a 40 km al norte-noroeste de la ciudad capital Chihuahua, Chihuahua, en el norte de México (Fig. 1). Se han negociado 1200 hectáreas para ser compradas por Minera Terrazas S.A. de C.V. empresa subsidiaria de Constellation Copper Corporation. La producción histórica del depósito de Terrazas comenzó a finales de los años 1800's, la mayor producción ocurrió entre los años 1904-1916. Durante este período, fueron minadas aproximadamente 250,000 toneladas de mineral de cobre con una ley de mineral del orden de 2.5% mediante 10 tiros y por lo menos 2,500 metros de obras subterráneas. Las minas surtían de mineral a dos plantas fundidoras situadas adyacente a las minas y conectadas por una línea pequeña de ferrocarril. Las plantas fundidoras trataron directamente el mineral de cobre oxidado, pero no procuraron recuperar el zinc (Benham, 1928). Un segundo período de producción ocurrió a principios de la década de los 70’s, cuando se minaron aproximadamente 100,000 toneladas de mineral de cobre de menor calidad provenientes de varios cortes a cielo abierto y procesadas en piletas, el proceso para extraer el cobre era mediante precipitación con chatarra (fierro). Desde los años 70’s, cuatro compañías han controlado la concesión minera y realizaron por lo menos 211 barrenos de nucleos y circulación inversa para lograr barrenar aproximadamente un total de 32,880 metros lineales. Como la propiedad tiene buenos afloramientos y fue definida previamente por los barrenos realizados, la mayoría de la exploración consistió en mapeo geológico seguido por barrenación. Se han realizado algunos pequeños estudios geofísicos y geoquímicos en el área adyacente al proyecto, pero los resultados de estos exámenes no han sido útiles para establecer objetivos definidos para la barrenación. De acuerdo a un estudio de reservas efectuado en 2005 y conforme al NI 43-101, Terrazas contiene reservas de mineral probado, probable y posibles de 90.6 millones de toneladas (Mt) con grados de 0.32% Cu (aproximadamente 0.29 Mt de Cu contenido) y de 1.37% de Zn (aproximadamente 1.2 Mt de Zn contenido). Dichas reservas se calcularon para una ley de corte de 0.25% Cu, utilizando cobre equivalente (donde Cueq = Cu + 0.34 Zn total). Los precios de cobre y de zinc se estimaron en US$1.20/lb. y US$0.60/lb., respectivamente. Actualmente Constellation Copper Corporation está terminando un estudio de factibilidad para evaluar la recuperación del cobre y zinc mediante un sistema de minado a cielo abierto, lixiviación en montones, y proceso de extracción por solventes y electrodepositación.

GEOLOGÍA REGIONAL El deposito de Terrazas está situado en el terreno Chihuahua a lo largo del margen oeste del cinturón tectónico Chihuahua una tendencia norte-noroeste del corredor estructural. Aquella zona separa la era Laramide Mexicana que empuja el cinturón hacia el este de la planicie volcánica Terciaria de la Sierra Madre Occidental al oeste (Smith, 1970; Campa, 1985; Coney y Campa, 1987). Aquí, una sección gruesa de evaporitas, calizas, y pizarras calcáreas negras se acumularon en un hundimiento durante la era Cretácica. Posteriormente, las rocas sedimentarias de la cuenca fueron afectadas por la era Laramide, una deformación compresiva que dio como resultado un pliegue de delgado revestimiento y una falla de corrimiento del paquete sedimentario. Finalmente, el vulcanismo Terciario de la Sierra Madre Occidental se inició hacia finales de este evento de deformación. Después de la deformación de edad Laramide y al principio del vulcanismo local, el área fue levantada y sujeta a erosión y a carstificación. El material erosionado, compuesto por fragmentos de calizas y fragmentos volcánicos, se acumuló en la cuenca contemporánea. La actividad ígnea continuó durante todo del Terciario Medio dando lugar a numerosas formaciones intrusivas y extrusivas a través del este de la Sierra Madre Occidental, incluyendo Terrazas. La extensión norestesuroeste relacionada a la porción Mexicana de la provincia de la Cuenca y de la Sierra comenzó aproximadamente hace 30Ma. Aproximadamente a 1 km al oeste de Terrazas, se encuentra el graben El Sauz-Encinillas el cual se encuentra relacionado a la extensión de la Cuenca y de la Sierra. En las inmediaciones de Terrazas, la extensión pudo haber reactivado alguna de las fallas compresivas de bajo ángulo preexistentes, y las estructuras asociadas con el vulcanismo. Fisiograficamente, Terrazas consiste en dos colinas principales, Cerro La Gloria y Cerro El Verde que se levantan rodeados por el terreno dominante (Fig. 2). LITOLOGÍA Las unidades de roca expuestas en Terrazas tienen rangos de edad de cretácico al cuaternario y, a excepción de las unidades cuaternarias, han estado sujetas a varios grados de deformación, de alteración y de mineralización estructurales (Fig. 3). Las rocas más viejas que afloran en Terrazas son parte de una secuencia sedimentaria de la cuenca Cretácica integrada por, de más viejo al más joven, caliza Finlay, pizarra Benavides, y caliza Loma de Plata. La caliza Finlay (Kf), es la unidad cretácica más extensa en el área de Terrazas y es la unidad más importante para la mineralización, es típicamente gris, de estratificación media a gruesa. Se trata de una caliza masiva con acumulaciones locales de fragmentos de caracoles

y comúnmente con nódulos negros de chert. La parte más alta caliza de Finlay contiene prominentes incrementos de pizarra y las capas siliciclasticos que se encuentran cerca del contacto con la pizarra sobrepuesta de Benavides. Aunque en el área de la mina el contacto superior de la piedra caliza de Finlay ha sido erosionado y la base de la unidad no está expuesta, se estima que la Finlay habría tenido un espesor de por lo menos 250 m. La pizarra de Benavides (Kb) cubre la caliza Finlay con un contacto gradual definido como el fondo de la parte más baja de la primera capa gruesa de la pizarra. El contacto superior con el traslape de la caliza Loma de Plata es también gradual, pues la pizarra oscura predominante da lugar progresivamente a más calizas. Los contactos inferiores y superiores de la unidad frecuentemente muestran fallas de bajo ángulo, pero el espesor preservado cerca de la mina es de aproximadamente 50 m. La caliza Loma de Plata (Kpl) consiste en estratos delgados a medios de caliza micritica y esquistosa. Es comúnmente de color gris, rosa o naranja y puede tener de 20 a 100 m de espesor en el área de Terrazas. No existen menciones de mineralización alojada ni en la caliza del esquisto Benavides, ni en la caliza Loma de Plata. El Conglomerado Tinto, el cual se estima es del Terciario Medio, cubre la caliza Loma de Plata mediante discordancia (Fig.4). El conglomerado polimíctico Tinto tiene una matriz arenosa fina a media. Los clastos son de caliza y de rocas volcánicas félsicas, subredondeados a angulares y con tamaños de 1 a 2 cm en la parte superior, hasta varios metros en las partes medias. Hay un descenso general en la proporción de los clastos de caliza en la parte más alta de la sección. El conglomerado muestra estratificación masiva y cruda. Localmente es una roca arenisca de grano grueso que exhibe distintos estratos cruzados que cortan y rellenan estructuras sedimentarias. Donde no hay alteración del skarn, los clastos de caliza o mármol en el conglomerado intemperizado con una relieve negativa distintiva. El conglomerado Tinto tiene por lo menos un espesor de 150 m en el área de Terrazas y es una roca importante porque hospeda la mineralización del skarn. Se encuentra ampliamente expuesta en los flancos de los Cerros La Gloria y El Verde. En el área del proyecto de Terrazas se observan distintos tipos de rocas ígneas, tanto intrusivas como extrusivas. Aunque no se tiene una edad definitiva para estas rocas, criterios de campo, como su proximidad al vulcanismo de la Sierra Madre Occidental y el hecho de que sobreyacen a las calizas cretácicas, indicarían que todas ellas son probablemente del Terciario Medio. Las relaciones de campo demuestran generaciones múltiples para las rocas ígneas, ya que se observan rocas ígneas (incluyendo clastos del conglomerado Tinto afectados por los eventos de skarn y otras rocas ígneas que cortan el skarn. Por simplicidad, se dividirá a las rocas ígneas en la monzonita (Tm en Fig. 3), la cual es la base de la mineralización del skarn y los afloramientos al sur del Cerro La Gloria, y todo las demás rocas, mayormente riolíticas (Tr en Fig. 3). La monzonita es de grano fino a medio y de un color gris claro, con textura finamente porfiditica. Está compuesta por fenocristales de plagioclasas y de hornblenda de hasta 1 x 6 y 0.5 x 3 mm, largo y ancho respectivamente. Los afloramientos de monzonita se presentan solo en el extremo sur de la

propiedad y se ha encontrado su contacto superior con calizas alteradas en varios barrenos al sur del Cerro La Gloria. Al este de aquí, sin embargo, la falla normal El Verde baja el bloque del Cerro El Verde por lo menos 200 m, y la parte alta de la zona de la monzonita no ha sido encontrada en Cerro El Verde. Un barreno de Frisco realizado en el flanco sur del Cerro La Gloria fue reportado como que penetró enteramente la monzonita, cortando un espesor de aproximadamente 400 m en esa ubicación. Tentativamente, los resultados de este barreno sugieren que la monzonita, por lo menos en la parte baja del Cerro La Gloria, es una capa intrusiva en comparación a un cuerpo intrusivo arraigado. Las observaciones tanto del afloramiento como de la barrenación a diamante muestran que la monzonita está claramente desplazada verticalmente, con un contacto subhorizontal superficial fallado cubriendo rocas sedimentarias alteradas por skarn. La monzonita exhibe alteración local de skarn, conteniendo pirita y menor cantidad de minerales supergénicos de cobre. Aun así, no parece que la intrusión sea responsable por la skarnificación de las rocas sedimentarias que lo cubren. Tres secciones representativas a través del depósito demuestran la relación entre el monzonita y el skarn (Figs. 5, 6, 7). Por razones de simplificación, el resto de las rocas ígneas en Terrazas han sido agrupadas como “riolitas” porque las relaciones especificas entre estos varios cuerpos félsicos no se han resuelto satisfactoriamente. Diversos flujos de estratos, autobrechados, y texturas de plagioclasas porfiditicas riolíticas sugieren varios periodos de actividad intrusiva y extrusiva en el área. Específicamente, la riolita del Cerro Verde parece haber sido producto de intrusiones poco profundas, mientras que la riolita del Cerro La Gloria muestra flujos estructurales que parecen ser extrusivos. Se supone que los diferentes pulsos de actividad ígnea fueron producto de una única fuente de alimentación hasta ahora no identificada, que pudo haber sido la fuente de los fluidos prógrados del skarn. Tal zona de alimentación podría estar sepultada por sedimentos más jóvenes dentro de la cuenca El Sauz-Encinillas debido a una falla tardía que baja al oeste. La edad de las riolitas abarca la edad de la formación del skarn, y por lo tanto fechar la edad de las riolitas sería una herramienta útil para determinar la edad de la mineralización. En particular, la riolita más vieja, como la del Cerro Verde, ha sido alterada con skarn, mientras que la riolita más joven, como la que se ubica a lo largo del lado sur del Cerro La Gloria, claramente cruza y corta tanto a diques como a capas intrusivas. La importancia de que las riolitas se extiendan por un período de tiempo que abarca la formación del skarn, reside en que si hay un solo origen ígneo para estas riolitas asociadas espacialmente, este origen o fuente también es responsable de los fluidos de skarn. Al norte del Cerro La Gloria hay rocas plutónicas félsicas que intruyen tanto a las calizas Cretácicas como al conglomerado Tinto, generando en ambos alteración de skarn estéril. No se ha establecido aún cómo estas pequeñas intrusiones se relacionan a la riolita y a la monzonita, ni por qué ese skarn es estéril. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL La deformación estructural en el área de Terrazas se manifiesta como pliegues y complejos fallamientos de bajo y

alto ángulo que afectan tanto a las unidades sedimentarias como a las rocas ígneas. Las estructuras más tempranas preservadas en Terrazas son el producto del acortamiento Laramide durante finales del Cretácico y a inicios del Terciario. Este evento fue responsable del plegamiento y fallamiento de bajo ángulo que afectaron al paquete sedimentario, los cuales se puede observar dentro y a lo largo de las tres formaciones Cretácicas. De manera general, estas fallas muestran mayormente un desplazamiento vertical, con rumbo aproximado este-oeste y un echado aproximado de 10-40° hacia el norte. Se sospecha, aunque no está bien documentado, que estas fallas de bajo ángulo fueron reactivadas como fallas normales durante finales de la extensión de la Cuenca y de la Sierra. El plegamiento de las unidades Cretácicas es localmente significativo, pero frecuentemente es difícil de discernir debido al potente espesor de los estratos de la caliza Finlay y el hecho de que gran parte de la caliza Finlay en el área del depósito ha sido convertida a skarn. Donde la estratificación es clara, puede observarse que la caliza Finlay está afectada por pliegues cuyos ejes muestran una inclinación somera en la dirección noroeste-sureste(Fig. 8A). La falla Terrazas separa la caliza alterada a skarn, que sobreyace a la monzonita sin alteración de skarn. La falla Terrazas inclina 50-60° en afloramientos de la zona oeste del deposito, pero llega a ser subhorizontal y ondulada abajo del Cerro La Gloria. La falla Terrazas tiene un desplazamiento vertical, pero el sentido del deslizamiento y la cantidad del desplazamiento son inciertos. El último movimiento de la falla es posterior a la formación del skarn. Sin embargo, es incierto si la caliza alterada a skarn fue empujada o separada por la falla sobre la monzonita desde una distancia grande (es decir que el skarn se formó en otra parte y fue fallado hasta su posición actual) o, alternativamente, la monzonita intrusionó por debajo de la caliza alterada con skarn in situ como una intrusión frágil, decapitando así al gran cuerpo de skarn (Fig. 8B). En Terrazas ocurren dos sistemas de fallas de ángulo mayor. El sistema más temprano tiene un rumbo este-oeste y se ha observado que controla los diques monzoníticos y riolíticos, ejemplo de ello sería la falla que separa el skarn de la riolita al oeste del Cerro La Gloria. Las múltiples generaciones del deslizamiento a lo largo del sistema este-oeste son indicadas por la localización de diques que fueron posteriormente brechados tectónicamente. El último sistema tiene un rumbo norte-noroeste y norte-noreste, y parece cortar a todas las unidades Terciarias y anteriores. Estos sistemas incluyen las fallas El Verde y Bronces; ambas fallas tienen un echado de moderado a empinado rumbo al este. La falla El Verde presenta por lo menos 200 m de desplazamiento hacia el este como evidencia de la compensación mínima de la monzonita a través de la falla, mientras que el Bronces tiene un desplazamiento de 10 m o menos. El último movimiento de la falla El Verde corta claramente al skarn. Sin embargo, el deposito mineral del Cerro El Verde se estrecha hacia abajo, deslizándose sobre la falla El Verde, y sugiriendo así un cierto control sobre los líquidos ascendentes de skarn. En el área de Terrazas se identificaron cuatro períodos distintos de disolución de carbonatos o carstificación, aunque ninguno de ellos parece tener un control importante en la mineralización hipogénica. Las primeras cavernas se desarrollaron durante la exposición a superficie de las unidades

Cretácicas tanto anteriores como coetáneas con la deposición del conglomerado Terciario. El siguiente periodo parece ser contemporáneo con el desarrollo del skarn, y estaría relacionado al pulso de introducción de la mineralización de sulfuros, los que pueden se referidos como sistemas cársticos hidrotermales. Este periodo dio como resultado el desarrollo tanto de cavidades abiertas, como de otras rellenas con brechas de colapso relacionadas a la carstificación (Fig. 8C). Muchas de las áreas brechadas se han convertido en skarn que conservan solo vestigios de la textura de brecha original. Durante la oxidación activa del depósito, muchas de las áreas fueron afectadas por procesos de carstificación hidrotermales con disolución recurrente, particularmente en áreas dominadas por mineralización sulfurosa. Los procesos de disolución recientes pueden observarse en el subsuelo, donde existe una gran caverna a lo largo de la falla El Verde con activa formación de pequeñas cavernas. Localmente el skarn exhibe una textura brechosa, la cual, teniendo en cuenta su naturaleza cohesiva, parece haberse desarrollado durante el evento del skarn, posiblemente como resultado de la reducción de volumen durante el metasomatismo. La matriz de la brecha ha sido rellenada primariamente con hematina terrosa. ALTERACIÓN La alteración más temprana en Terrazas es el metamorfismo del mármol que se cree que es un evento isoquimico causado por el calor que emana hacia fuera de una fuente de calor hasta ahora no identificada, la cual ha afectado a las unidades de calizas y a la matriz del Conglomerado Tinto. Trabajos de mapeo cientos de metros de barrenos efectuados externamente a la zona de alteración del skarn, alrededor del Cerro La Gloria y el Cerro El Verde, demuestran que el metamorfismo del mármol está restringido a los mismos niveles de estratificación que en el skarn. El mármol está caracterizado por un color de blanco a gris, la recristalización cruda de la calcita y la destrucción de las estructuras sedimentarias y estructurales. El skarn prógrado corta y remplaza al mármol. La alteración de skarn en Terrazas es única ya que está notoriamente dominada por granate de composición andradita (Table 1), con menor cantidad de la variedad grossularita, y menor diopsida, hedenbergita, y vesuvianta (solo identificados mediante petrografia y difracción de rayos X). Los granos de andradita son principalmente euhedrales, pudiendo presentarse tanto con empaquetamiento denso, desprovistos de espacios íntergranulares, como con empaquetamiento más abierto, en cuyo caso el espacio remanente aparece cementado por calcita, cuarzo, y óxidos de fierro, cobre, y zinc. Los cristales del granate son usualmente menores a un milímetro pero pueden alcanzar los 12 mm de largo. La variación en el tamaño de los cristales es el producto del control litológico y puede imitar estratos originales. La alteración del skarn es a menudo tan penetrativa que, en algunos lugares, la roca se ha convertido en granatita masiva, sin vestigios de la textura original. En este caso, es imposible distinguir a simple vista la composición y textura originales de la roca, no pudiendo diferenciarse entre caliza, conglomerado o riolita. En los lugares en que la alteración del skarn no fue completa, pueden distinguirse la riolita, clastos de riolita en conglomerados, y, ocasionalmente, la caliza. Hasta la fecha, no se ha identificado

zonación mineralógica de los minerales de ganga dentro del skarn, ni zonación química en las andraditas. La primera generación de cubos de pirita fue coetánea con la formación de granate durante la alteración prógrada del skarn. La pirita temprana exhibe cristales cúbicos del orden de 1 a 12 milímetros en sección y está diseminada en el skarn y concentrada a lo largo de planos de estratificación residuales. Tanto granates como piritas exhiben una textura poiquilítica que sugiere tanto formación contemporánea como competencia por el espacio y solapamiento durante los procesos de nucleación y crecimiento cristalino. La pirita cúbica puede encapsular completamente al granate euhedral, pero no se ha observado una relación contraria. La pirita de primera generación se encuentra completamente alterada a goetita que preserva la forma cúbica original, a excepción de los sitios dominados por silicificación, en los que la pirita se ha preservado. Los estratos de hornfels sedimentarios son también producto de la alteración prógrada del skarn. Los hornfels se observan en zonas poco extensas y distales de Terrazas, sobre todo al sur del Cerro La Gloria, donde había originalmente estratos de marga dentro de la caliza. Aquí la roca ha sido alterada a una asociación de calco-silicatos sin formación de granate (Fig. 8A). El evento de silicificación ocurrió posteriormente a la formación de granate en el skarn, evitando así que este y la pirita sean afectados por procesos de oxidación posteriores. La silicificación se observa mayormente en el núcleo de los barrenos, y se encuentra afectando solo a pequeñas capas con espesores de 1 a 4 m. Estas zonas no han sido correlacionadas entre barrenos y dado a su distribución marcadamente irregular, es difícil definir cuáles fueron los controles sobre la silicificación. La carbonatización (e.g., calicita inundada) se ha observado en los 100 metros superiores del Cerro El Verde, afectando a rocas riolíticas. Cuando el núcleo se mancha (Hitzman, 1999), es claro que, con profundidad, la riolita muestra incrementos de alteración a la calcita. La inundación de riolita con calcita representa una alteración metasomática de marmolización de la riolita. Normalmente la carbonatización es un proceso de reemplazo parcial en el que puede distinguirse la textura original de la riolita. Sin embargo, en algunos lugares, el reemplazo por calcita es tan penetrativo que la riolita parece convertida en mármol. Además, las pequeñas disoluciones y/o las cavidades pneumatoliticas se pueden llenar de calcita de grano fino y parecer clastos de mármol dentro de la riolita carbonitizada. La alteración retrógrada del skarn produjo la formación de tremolita, clorita, epidota, hidrobiotita, calcita, sericita, y óxidos de fierro. Las observaciones petrográficas sugieren que los núcleos del granate fueran sitios preferenciales para la alteración retrógrada (Fig. 8D). La monzonita presenta una fuerte alteración argilica y propilítica justo debajo de la falla subhorizontal de Terrazas, pero dicha alteración se atenúa en profundidad. Las zonas propilíticas contienen más de 3 % en volumen de pirita diseminada, la cual parece estar diferente de la pirita cúbica temprana que es cogenetica con el granate. Además, se ha observado la presencia de endoskarn muy localizado en monzonita, aunque el mismo no parece estar directamente relacionado con el cuerpo principal del skarn en la parte superior.

MINERALIZACIÓN El depósito de Terrazas es uno de los numerosos skarns hospedados en rocas carbonatadas y/o depósitos de remplazamiento de Ag, Pb, Zn, (Cu, Au) dentro de la parte norte de Chihuahua que comparten características comunes. Estos depósitos hospedados en rocas carbonatadas contienen predominantemente minerales sulfurosos, y generalmente se asocian a rocas intrusivas o sub volcánicas. Aquí se incluyen los grandes depósitos de Naica y Santa Eulalia localizados al sur y al este de la ciudad de Chihuahua, respectivamente (Megaw et al., 1988). Sin embargo, Terrazas es único debido a sus dimensiones: el skarn homogéneo es de aproximadamente 1000 metros de largo por 500 metros de ancho y de un espesor de aproximadamente 200 metros, por ende es más grande que los cuerpos de skarn cercanos como Naica y Santa Eulalia (c.f., Stone, 1959; Megaw et al., 1988). Además, casi toda la mineralización está oxidada, y no existen depósitos asociados en sus inmediaciones (es decir, depósitos de remplazamiento en carbonatos). En Terrazas se observan dos áreas de mineralización económica, una de ellas forma un vasto semicírculo tabular al sur del Cerro La Gloria y la otra forma un cuerpo con forma de hongo que se extiende a mayor profundidad ubicado en el centro del Cerro El Verde. El skarn cerca del Cerro La Gloria está truncado en profundidad por la falla subhorizontal de Terrazas, y el skarn abajo del Cerro El Verde está truncado en el oeste por la falla Verde, que inclina al este. En ambas áreas, el skarn está principalmente hospedado en calizas y conglomerado polimíctico. El skarn es más penetrativo hacia las zonas alteradas y su distribución parece tener control litológico (especialmente por el contacto riolita-caliza o conglomerado-caliza en Cerro El Verde). En menor medida el control estaría dado por estructuras y estratificación. Hacia los márgenes del skarn hay generalmente una rápida transición (en escalas de cm a dm) de alteración a mármol, la cual a su vez da gradualmente lugar a la caliza sin alterar (Fig. 8E). En planta se observa que el frente del mármol es a menudo de forma irregular. La mineralización de cobre y zinc en Terrazas se encuentra casi exclusivamente alojada en la caliza Finlay skarnificada y en el conglomerado Tinto, y en menor medida en la riolita skarnificada y en las intrusiones plutónicas al norte. La mineralización hipogénica consiste en abundante pirita (5-20 % en volumen), esfalerita, calcopirita, menor cantidad de bornita, y trazas de argentita y cobre nativo. La esfalerita es anterior a la calcopirita (Özen, 2007), y se ha sugerido que la willemita (ZnSiO4) también sería de origen hipogénico (Özen, 2007). A excepción de la pirita cúbica diseminada, los minerales de mena hipogénicos ocurren en vetas, brechas y cavidades originadas por reducción de volumen, y se postula que fueron precipitados durante la formación retrograda del skarn. Cuarzo, calcita ferrosa, y calcita son los principales minerales de ganga. Actualmente, los sulfuros constituyen una pequeña proporción del metal contenido en el depósito. La presente distribución de los minerales de oxidación en Terrazas se considera como el resultado de la acción de procesos supergénicos. Dado el pH neutral del sistema regulado por los carbonatos, se sugiere que la oxidación ocurrió principalmente in situ y afectó a minerales de cobre y zinc (Özen, 2007). Los minerales supergénicos más frecuentes de cobre son malaquita, crisocola, azurita, tenorita, calcosina secundaria y covelita secundaria; y minerales de zinc, que en

orden de abundancia son, willemita, hemimorfita, smithsonita, sauconita (arcilla zincian), auricalcita ((Zn,Cu)5(CO3)2(OH)6), y rosasita ((Cu,Zn)2(CO3)(OH)2) (esta última identificada por difracción de rayos X; Özen, 2007). Los minerales supergenicos ocurren principalmente en cavidades dentro del skarn, a lo largo de las fracturas, rodeando granates y clastos remanentes del conglomerado , y a lo largo de ciertas bandas de crecimiento de los granates. Los óxidos frecuentemente se encuentran asociados con calcita espática blancuzca de grano grueso y goetita marrón-rojiza. Las zonas ricas en minerales de cobre son fácilmente reconocibles, mientras que las áreas con alto contenido (>5% Zn) de minerales oxidados de zinc son fácilmente pasadas por alto, y tal vez sólo son inferidas por la presencia de una roca quebradiza con abundante oxido de fierro de color de naranja a rojo oscuro (Fig. 8F). Trabajos semicuantitativos efectuados con microscopio electrónico de barrido han demostrado la presencia de importantes cantidades de minerales oxidados de Zn contenidos intersticialmente en óxidos de fierro (Tabla 1). La oxidación supergénica afecto gran parte de los 150 metros superiores por debajo del Cerro La Gloria hasta la falla subhorizontal Terrazas, y aproximadamente 350 m debajo del Cerro Verde. Aun así, se observas remanentes de lentes conteniendo escasos sulfuros en distintas zonas del depósito. Dichas lentes generalmente están asociadas con zonas de skarn masivas, de grano fino, frecuentemente silicificadas, que han prevenido el ingreso de fluidos de oxidación. Estas zonas sin oxidación no parecen estar estrictamente relacionadas con la profundidad y a menudo están rodeadas por áreas bien oxidadas. La mayoría de las zonas de oxidación se encuentran en las proximidades de las cavernas, fallas, y zonas de brecha y a menudo se asocian con la presencia significativa de óxidos de fierro. Debido a la regulación química en términos de pH dada por la abundancia de carbonatos en el sistema, es improbable que haya existido una considerable removilización de cobre y zinc durante la oxidación. Además, la migración de óxidos de cobre y zinc del skarn hacia la riolita adyacente y a la monzonita subyacente ha sido muy limitada. Como es común para muchos skarns mineralizados, los altos grados son frecuentemente concentrados cerca de las proximidades de la transición de skarn a mármol, es decir en el frente de mármol (Meinert et al., 2005). En Terrazas, esto parece ser particularmente verdadero para el cobre y efectivamente todas las minas históricas de cobre han ocurrido a lo largo de la frente de mármol en superficies poco profundas y trabajos subterráneos. En contraste, la mayoría de la mineralización rica en zinc se encuentra dentro del skarn, desde decenas hasta cientos de metros desde el frente de mármol. MODELO GENETICO La depositación de las varias secuencias de carbonatos Cretácicos en el área de Terrazas fue seguida por el desarrollo de fallas de ángulo bajo, el levantamiento, la formación de las rocas ígneas que componen al conglomerado Tinto y su posterior erosión subaerea, de tal modo que se depositaba localmente procedente de la cuenca adyacente del conglomerado Tinto. La alteración temprana involucró un evento de metamorfismo térmico y marmolización. La formación del skarn fue contemporánea con la introducción de pirita temprana, carbonatización de la riolita y silicificación de la caliza, el conglomerado y la riolita. La formación del skarn

prógrado, y la introducción de silica y fierro junto con incremento de temperatura, se considera que estaría relacionado a las rocas intrusivas y extrusivas riolíticas encontradas en el Cerro La Gloria y Cerro El Verde, o potencialmente a otras rocas todavía sepultadas a profundidad. Después del pico de skarnificación prógrada, la alteración retrógrada fue acompañada por la formación de brechas, de rasgos de colapso por disolución, y de numerosas cavidades por reducción de volumen, así como la introducción de sulfuros de cobre y zinc. Los fluidos hipogénicos fueron controlados por las estructuras tempranas, como son los estratos de la caliza Finlay y los contactos litológicos entre riolita-caliza o conglomerado-caliza. En términos de distribución mineral, el cobre se encuentra principalmente en el Cerro La Gloria; mientras que el zinc se encuentra principalmente en el Cerro El Verde; siendo evidente que las zonas de alta ley para cada metal no se superponen. Debido a que existió una pequeña removilización supergénica de cobre y zinc, se sugiere la posibilidad de diversos orígenes para los fluidos, diversos controles y momentos en la precipitación de la mena, y/o dislocaciones estructurales que causaron que el zinc y el cobre se precipitaran en diferentes lugares. No obstante, no se ha definido aún cual de estos factores tendría más peso para explicar la distribución de los metales. La oxidación de los sulfuros originá un complejo grupo de minerales de óxidos pero solo una limitada redistribución de grados de cobre y zinc. Dicha oxidación fue contemporánea con, o seguido de cerca por la reactivación del fallamiento de bajo ángulo y la actividad volcánica riolitica. Poco después, la tectónica de la Sierra y la Cuenca generó muchas nuevas fallas de alto ángulo con rumbo al norte que compensaron la falla de bajo ángulo de Terrazas. Esto determinó una extensión en profundidad de los procesos de oxidación de hasta 200 metros por debajo del nivel freático. EXPLORACIÓN FUTURA El único barreno de Frisco realizado en 1976 en la parte central del depósito reportó haber alcanzado el piso de la monzonita, sugiriendo la posibilidad de encontrar nueva mineralización de sulfuros relacionada al skarn en profundidad, a un mínimo de 500 m por debajo de la superficie al oeste de la falla El Verde y 700 m por debajo de la superficie en el lado este de la falla El Verde. Esto sugiere que la monzonita que se encuentra debajo del depósito de Terrazas podría tratarse de un intrusivo delimitado por fallas, y/o ser una capa intrusiva o una “cuña” tectónica que pudo haber separado un cuerpo de skarn grande y alguna vez continuo en dos partes: una zona superior aflorante, y oxidada susceptible a ser minada mediante un tajo abierto e, hipotéticamente, un cuerpo bajo, sin oxidar y susceptible a ser minado mediante obras subterráneas. Sin embargo, este concepto no ha sido probado por Constellation Copper. Dadas las similitudes de Terrazas con otros depósitos relacionados de skarns de reemplazamiento en Chihuahua (Naica, Santa Eulalia), esta área puede ser susceptible a exploración por un deposito de reemplazamiento en carbonatos de Ag-Pb-Zn. Sin embargo, todas las indicaciones hasta este punto sugieren que el deposito sería ciego y probablemente profundo.

AGRADECIMIENTOS Agradecemos la ayuda de Geoffrey Snow y Leslie Landefeld, Barranca Resources, por la petrografía; Ismail Önder Özen y Bill Chavez, del Instituto de Minería y Tecnología de Nuevo México, por la división en zonas de mineralización de zinc; Pancho Montecinos, Monex Mining, Inc., por los planos y datos estructurales; Peter Megaw, IMDEX, Inc. y Minera Cascabel S.A. de C.V., por los planos y la caracterización preliminar del depósito; Maria Acuña, Horacio Páez, y Adriana Blesa por la traducción al español. REFERENCIAS Benham, W.M., 1928, The Americana Mine and other properties in the Torreon or Cobre district, Terrazas, Chihuahua: unpublished report to the Howe Sound Co., 15 p. 5 plates. Campa, M.F., 1985, The Mexican thrust belt, in Howell, D.G. (ed.), Tectonostratigraphic Terranes of the Circum Pacific Region: Houston, Texas, Circum Pacific Council for Energy and Mineral Resources, p. 299-313. Coney, P.J., and Campa, M.F., 1987, Lithotectonic terrane map of Mexico: U. S. Geol. Survey Miscellaneous Field Studies Map MF 1874-D.

Hitzman, M.W., 1999, Routine Staining of Drill Core to Determine Carbonate Mineralogy and Distinguish Carbonate Alteration Textures, Mineralium Deposita, v.34, p.794-798. Megaw, P.K.M., Ruiz, J., and Titley, S.R., 1988, Hightemperature Ag-Pb-Zn(Cu) deposits of northern Mexico, Econ. Geol., v. 83, p. 1856-1885. Meinert, L.D., Dipple, G.M., and Nicolescu, S., 2005, World th Skarn Deposits, Economic Geology 100 Anniversary Volume, p. 299-336. Özen, I. Ö., 2007, Geological Setting and Mineral Zoning of the Terrazas Zinc-Copper Skarn System, Chihuahua, Mexico, unpublished M.S. thesis, New Mexico Institute of Mining and Technology, 205p. Smith, C.I., 1970, Lower Cretaceous sedimentation and tectonics of the Coahuila and West Texas platforms, in Seewald, K., and Sundeen, D., eds., The Geologic Framework of the Chihuahua Tectonic Belt: West Texas Geological Society, Symposium in honor of Professor R.K. DeFord, p. 7582. Stone, J.G., 1959, Ore genesis in the Naica district, Chihuahua, Mexico, Econ. Geol., v. 54, p. 1002-1034.

Fig. 1-Mapa de la localización del depósito de zinc-cobre de Terrazas.

Fig. 2: Vista panoramica de la propiedad de Terrazas mirando al WNW. El Cerro La Gloria está a la izquierda (con torres en lo alto); el Cerro El Verde está a la derecha. Los riscos que afloran en el Cerro La Gloria pertenecen a una riolita Terciaria. Los riscos del Cerro El Verde pertenecen al Conglomerado Tinto de edad Terciario. Entre los dos cerros se localiza la falla normal El Verde, que muestra por lo menos 200 m de desplazamiento hacia abajo del este. El tajo propuesto minaría la mitad sur del Cerro La Gloria a un punto ubicado aproximadamente unos 100 m al sur de esta foto y todo el Cerro El Verde. La mayoría de las reservas de cobre se encuentra en el Cerro La Gloria, mientras que la mayoría de las reservas de zinc se encuentra en Cerro EL Verde. En las inmediaciones del oeste del Cerro La Gloria se encuentra la cuenca de graben El Sauz- Encinillas. En el oeste más lejano se encuentra la sierra separada por la cuenca que es parte de la provincia tectónica de la gran Sierra y Cuenca. La máquina de barrenación a la izquierda para escala.

Fig. 3—Mapa Geológico de la propiedad de zinc-cobre de Terrazas.

Fig. 4—Conglomerado Tinto del Terciario que contiene clastos de riolita (más oscuro, marcado ‘R’) y caliza marmolizada (más claro, marcado ‘M’). Foto tomada del lado este del Cerro La Gloria. Martillo para escala.

Fig. 5--Sección A-A’ (mirando al NW). Se puede observar un cuerpo laminado al sur del Cerro La Gloria y una forma de hongo en el Cerro El Verde. La zona ‘skarn incompleto’ es donde se reconocen las texturas origínales de las rocas .

Fig. 6--Sección B-B’ (mirando al NE). Se observa las zonas mineralizadas tabulares con un echado al noroeste. Esta morfología es probablemente controlada por la estratificación original en los fluidos mineralizantes.

Fig. 7- Sección C-C’ (mirando al NE). Se observa que el cuerpo de skarn está controlado por el contacto entre riolita (al noroeste) y caliza (al sureste).

Fig. 8 – A) Estratos de hornfels y skarnificados al sur del Cerro La Gloria. Viendo al sur, los estratos tienen un buzamiento al este. El skarn es posteriormente empujado por las fallas y plegado. Es probable que estos estratos fueran volcados. Se puede observe como el skarn corta a los estratos de hornfels. La textura original de los hornfels no se preservó. B) La falla Terrazas expuesta en la entrada de la inclinación del Cerro La Gloria en donde la caliza Finlay skarnificada yace sobre la monzonita sin skarn. La falla Terrazas tiene un desplazamiento vertical con inclinación al este, pero la dirección de desplazamiento es incierto. C) Cavernas pre skarn colapsadas completamente infiltradas por oxidos de fierro en el oeste del Cerro El Verde. D) Microfotografia de luz polarizada transmitida mostrando el granate euhedral (gt) con capas oscilantes a lo largo de bordes y alteración de oxido de fierro retrograda (Feox) en los núcleos. Hueco rodeando al grano rellenado por cuarzo (Q) y calcita (cal) posterior. Esta muestra es del barreno MTDD05-12, 87.6 m, en la mitad del Cerro El Verde. E) Frente abrupto de mármol en el este del Cerro La Gloria. F) Núcleo del barreno MTDD06-05, 84.6-97.7m en el centro del Cerro El Verde. Los ensayos de zinc total para este barreno son: 8487m, 9.1%; 87-90m, 14.7%; 90-93m, 14.2%, 93-96m 0.36%, 96-99m, 0.74%. La profundidad del barreno va de la parte baja de la izquierda a la parte alta a la derecha. Se puede observar la marcada variación en el contenido de zinc entre el núcleo disgregado de color café oscuro a aproximadamente 93m y el núcleo rojizo claro endurecido debajo de este. Nombre de muestra especies Si Fe Ca Al Cu Zn S Ag Mn P T-3 argentita 0.23 12.91 86.86 T-15 calcita 1.00 97.10 0.64 1.26 TC-13 calcita 0.62 0.98 93.83 1.32 1.47 0.68 1.11 TC-2 calcita 0.76 1.47 95.89 1.89 TC-5 calcita 1.30 98.70 T-15 calcopirita 0.60 27.40 0.86 27.15 43.99 TC-2 calcopirita 1.13 27.15 31.24 40.48 EC-15 granate 50.94 7.35 41.72 SM-67 granate 35.69 15.84 36.93 11.54 T-4 granate 34.46 20.43 39.23 4.45 1.43 TC-12 granate 29.00 21.69 48.49 0.83 TC-13 granate 37.46 17.26 38.31 6.97 TC-2 granate 30.31 20.88 43.47 5.33 TC-5 granate 34.12 26.50 39.39 EC-15 hemimorfita 42.69 0.55 0.81 55.95 PC-50 hemimorfita 29.55 70.45 SM-67 hemimorfita 35.22 64.78 EC-15 oxido de fierro 5.40 86.83 0.68 4.60 2.50 PC-50 oxido de fierro 3.84 89.83 3.35 2.98 SM-67 oxido de fierro 2.89 89.99 2.50 4.62 T-3 oxido de fierro 3.43 93.59 2.98 T-4 oxido de fierro 5.07 85.49 0.50 0.53 4.82 2.01 0.64 0.95 T-4 oxido de fierro 5.68 82.48 0.21 0.60 7.08 3.64 0.30 TC-12 oxido de fierro 5.74 90.42 0.67 2.82 0.35 TC-2 oxido de fierro 7.00 87.22 9.08 TC-5 oxido de fierro 0.58 98.87 0.55 TC-8 oxido de fierro 4.10 90.68 0.60 4.61 T-15 esfalerita 0.57 2.62 0.62 53.08 43.11 TC-5 esfalerita 0.20 4.29 57.66 37.45 0.40 Tabla 1: Analisis semicuantitativos de SEM de muestras selectas de petrografia. Todos los valores están en % en peso, y no se detectan elementos de menor peso que aluminio. Se puede observar que los valores de cobre y zinc altos se encuentran en la zona en que los óxidos de fierro son también elevados.

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GEOLOGY AND MINERALIZATION OF THE TERRAZAS OXIDE ZINC-COPPER SKARN DEPOSIT, CHIHUAHUA, MEXICO GARY A. PARKISON AND JASON B. PRICE Constellation Copper Corporation Lakewood, Colorado, USA PROPERTY LOCATION AND DESCRIPTION The Terrazas (formerly Rio Tinto) zinc-copper deposit is located 2 km east of the village of Terrazas, Chihuahua and 40 km north-northwest of the capital city of Chihuahua, Chihuahua, northern Mexico (Fig. 1). The 1,200 hectare property has been negotiated for purchase by Minera Terrazas S.A. de C.V., a wholly owned subsidiary of Constellation Copper Corporation. Historical production of the Terrazas deposit began in the late 1800’s with the bulk of production occurring from 1904-1916. During this time, ~250,000 tonnes of 2.5% copper ore were mined via 10 shafts and at least 2,500 m of underground drifts. During this main production period, the mines supported two smelters located adjacent to the mines and connected by a small rail line. The smelters directly treated the oxidized copper ore, but did not attempt to recover zinc (Benham, 1928). A second period of production occurred in the early 1970’s in which ~100,000 tonnes of low grade copper ore were mined from several open cuts and processed in open vats with the copper being extracted by iron precipitation. Since the 1970’s, four companies have controlled the property and have drilled a total of at least 211 reverse circulation (RC) and core holes for approximately 32,880 m of drilling. As the property has good outcrop exposure and was previously defined by numerous drill holes, most exploration consisted of geologic mapping and continued RC drilling. A few small geophysical and geochemical surveys have been performed in the immediate area of the project, but the results of these surveys have not been useful in establishing drill targets. A 43-101 compliant resource study completed in 2005 estimates that the Terrazas deposit contains a measured, indicated, and inferred resource of 90.6 million tonnes (Mt) at 0.32% Cu (~0.30 Mt contained Cu) and 1.37% Zn (~1.24 Mt contained Zn) using a copper-equivalent (where Cueq = Total Cu + 0.34Total Zn) cutoff grade of 0.25% at copper and zinc prices of $1.20/lb. and $0.60/lb., respectively. Constellation Copper Corporation is currently completing a definitive feasibility study to evaluate the recovery of both copper and zinc metal using an open pit, agitation leach, solvent extractionelectrowinning process. REGIONAL GEOLOGIC SETTING The Terrazas deposit occurs in the Chihuahua terrane along a northwest-trending zone that separates the Laramide-aged Mexican thrust belt to the east from the Tertiary volcanic plateau of the Sierra Madre Occidental to the west (Campa, 1985; Coney and Campa, 1987). More locally, the Terrazas deposit occurs along the western margin of the Chihuahua tectonic belt, the north-northwest trending structural corridor

that represents the northernmost portion of the Mexican thrust belt (Smith, 1970). Here, a thick section of evaporites, black limey shales and limestones accumulated in a subsiding trough during Cretaceous time. Afterwards, basinal sedimentary rocks were affected by Laramide-aged, compressional deformation which resulted in thin-skinned folding and thrust faulting of the sedimentary package. Tertiary volcanism of the Sierra Madre Occidental commenced towards the end of this deformational event. Following Laramide deformation and at least the beginning of local volcanism, the area was uplifted and subjected to erosion and karstification. Eroded material, comprised of both limestone and volcanic fragments, accumulated in contemporaneously forming basins. Igneous activity continued throughout the mid Tertiary giving rise to numerous intrusive and extrusive formations throughout the eastern Sierra Madre Occidental including Terrazas. Northeast-southwest-directed extension related to the formation of the Mexican portion of the Basin and Range province commenced at ~30 Ma. The large El Sauz-Encinillas basin, the eastern edge of which is ~1 km west of Terrazas, is a fault-bounded graben related to Basin and Range extension. In the immediate Terrazas vicinity, extension may have reactivated some of the earlier, compressional, low-angle faults and volcanic-related structures. Physiographically, the Terrazas property consists of two main hills, Cerro La Gloria and Cerro La Verde that stand out against the surrounding subdued terrain (Fig. 2). LITHOLOGY Rock units exposed at Terrazas range in age from Cretaceous to Quaternary and, with the exception of the Quaternary units, have been subject to variable degrees of structural deformation, alteration and mineralization (Fig. 3). The oldest rocks that outcrop at Terrazas are part of a Cretaceous basinal sedimentary sequence composed of, from oldest to youngest, Finlay Limestone, Benavides Shale and Loma de Plata Limestone. The Finlay Limestone (Kf) is the most widespread of the Cretaceous units in the Terrazas area and is the most important host for mineralization. It is typically a gray, medium- to thick-bedded, massive micritic limestone with local accumulations of shell fragments and common black chert nodules. Upper Finlay Limestone contains increasingly prominent shale and siliciclastic layers approaching the contact with the overlying Benavides Shale. Although in the mine area the upper contact of the Finlay Limestone has been removed by erosion and the base of the unit is not exposed, the Finlay is estimated to be at least 250 m thick.

2 The Benavides Shale (Kb) overlies the Finlay with a gradational contact defined as the bottom of the first thick shale layer. The upper contact with the overlying Loma de Plata Limestone is also gradational, as the predominant dark shale gives way to progressively more limestone. The upper and lower contacts of the unit often exhibit localized low angle faults, but the preserved thickness near the mine is approximately 50 m. The Loma de Plata Limestone (Kpl) consists of thin- to medium-bedded micritic and shaly limestone. It is typically gray, pink, or orange in color and may be from 20 to 100 m thick in the Terrazas area. Neither the Benavides Shale nor the Loma de Plata Limestone are known to host mineralization. The Tinto Conglomerate (Tc) disconformably overlies the Finlay Limestone and is probably middle Tertiary in age (Fig. 4). The Tinto is a matrix-supported polymictic conglomerate. Matrix material consists of fine- to medium-grained sand of both limestone and felsic volcanic grains. Clasts are subrounded to angular and comprised of both limestone and volcanic (mostly rhyolitic) fragments that range in size from 1-2 cm up to several meters across. There is a general decrease in the proportion of limestone clasts higher in the section. The conglomerate is massive to crudely bedded. Locally it is a coarse-grained sandstone that exhibits distinct cross-bedding and cut-and-fill sedimentary structures. Where not altered to skarn, the limestone or marble clasts in the conglomerate weather with a distinctive negative relief. The Tinto Conglomerate is at least 150 m thick in the Terrazas area and is an important host rock to skarn mineralization. It is widely exposed on the flanks of Cerro La Gloria and Cerro La Verde. Across the Terrazas project area there are a number of distinct igneous rocks that are both intrusive and extrusive. Though there are no definitive age dates for these rocks, they are all likely early to middle Tertiary in age given their proximity to Sierra Madre Occidental volcanism and that they disconformably overlie Cretaceous limestones. Field relationships show that the igneous rocks are represented by multiple generations as there are some igneous rocks (and Tinto Conglomerate clasts thereof) affected by the skarn event and other igneous rocks that cross-cut the skarn. For the sake of simplicity, a distinction will be made here only between the monzonite (Tm in Fig. 3) which underlies the mineralized skarn and outcrops south of Cerro La Gloria, and all other, mostly rhyolitic, igneous rocks (Tr in Fig. 3). Monzonite is generally fine- to medium-grained and light gray in color. It can be finely porphyritic with plagioclase and hornblende phenocrysts up to 1 x 6 and 0.5 x 3 mm, respectively. It outcrops only at the south end of the property and its upper contact with altered limestone has been encountered in multiple drillholes south of Cerro La Gloria. East of here, however, the Verde normal fault drops the Cerro La Verde block at least 200 m, and the top of the monzonite has not been encountered in drill holes in Cerro La Verde. One Frisco air rotary drillhole on the south flank of Cerro La Gloria is reported to have penetrated the entire monzonite, and it is approximately 400 m thick at this location. Tentative results of this one drillhole suggest that the monzonite, at least below Cerro La Gloria, is a sill as opposed to a rooted intrusive body. Observations from both outcrop and drillcore show that the monzonite is clearly in dip-slip, shallowing-to-subhorizontal fault contact with overlying skarn-altered sedimentary rocks. Monzonite exhibits local skarn alteration, contains disseminated

pyrite and minor supergene copper minerals. Even so, it does not appear to be the intrusion responsible for the skarnification of the overlying sedimentary rocks. Three cross sections through the deposit show the relationship between the monzonite and the skarn (Figs. 5, 6, 7). For simplicity, the rest of the igneous rocks at Terrazas have been lumped together as “rhyolite” because the specific relationships between these various felsic bodies have not been satisfactorily worked out. Diverse flow banded, autobrecciated, and plagioclase porphyritic rhyolite textures suggest several distinct periods of intrusive and extrusive activity in the area. Specifically, Cerro La Verde rhyolite appears to be the product of shallow intrusions, whereas Cerro La Gloria rhyolite exhibits flow structures and appears to be extrusive. It is hypothesized that such recurring activity was the product of an as yet unidentified igneous feeder zone which may also have been the source for the prograde skarn fluids. Such a feeder zone may have been buried by younger sediments within the El SauzEncinillas basin via later down-to-the-west normal faulting. The rhyolites bracket the age of skarn formation, and the dating of the rhyolites would be a useful tool to constrain the age of mineralization. In particular, older rhyolite, as at Cerro La Verde, has been skarnified, while younger rhyolite, as along the south side of Cerro La Gloria, clearly cross cuts skarn as both sills and dikes. The fact that rhyolites bracket the age of the skarn suggests that if there is a single igneous source for these spatially associated rhyolites, that source is also responsible for the skarn fluids. North of Cerro La Gloria felsic plutons intrude Cretaceous limestone and Tinto Conglomerate and alter them to barren garnet skarn. It is unclear how these small intrusions are related to the rhyolite and monzonite and why that skarn is barren. STRUCTURE The Terrazas area is structurally deformed with folding of sedimentary units and complex faulting, both high and low angle, of the sedimentary and igneous rocks. The earliest structures preserved at Terrazas are the product of Laramide shortening during latest Cretaceous and early Tertiary time. This event was responsible for the folding and low-angle faulting within the sedimentary package as observed both within and along the contacts of the three Cretaceous formations. Very generally, these faults exhibit mostly dip-slip displacement, strike approximately east-west, and dip approximately 10-40º north. It is suspected, though not well documented, that these low-angle faults were reactivated as normal faults during later Basin and Range extension. Folding of the Cretaceous units is locally significant but is often difficult to discern owing to the thick-bedded nature of the Finlay Limestone and fact that much of the Finlay Limestone in the deposit area has been converted to skarn. Where bedding can be discerned, the Finlay is folded along shallowly-plunging, northwest-southeast-trending fold axes. Folding clearly predates the formation of the skarn (Fig. 8A). The Terrazas fault separates overlying skarnified limestone from underlying unskarnified monzonite. The Terrazas fault is steep (50-60°) where observed in outcrop on the west end of the deposit but becomes subhorizontal and undulating below Cerro La Gloria. The Terrazas fault is dip-slip, but the slip sense and amount of displacement are uncertain. Latest

3 movement on the fault post-dates skarn formation. However, it is uncertain whether the overlying skarnified limestone was thrust or detachment-faulted over the monzonite from a far distance (e.g., skarn formed elsewhere and was faulted into its present position), or, if alternatively, the monzonite intruded underneath the in situ skarnified limestone as a brittle sill thereby decapitating a larger skarn body (Fig. 8B). Two sets of high angle faults occur at Terrazas. The earlier set strikes east-west and has been observed to control monzonitic to rhyodacitic dikes as with the fault that separates skarn from rhyolite west of Cerro La Gloria. Multiple generations of slip along the east-west set are indicated by the localization of dikes that were later tectonically brecciated. The later set strikes north-northwest to north-northeast and appears to cut all of the Tertiary and older rock units. This set includes the Verde and Bronces faults, both of which dip moderately to steeply east. The Verde fault has at least 200 m of down-tothe-east displacement as evidenced by the minimum offset of monzonite across the fault, while the Bronces has a displacement of 10 m or less. Latest movement on the Verde fault clearly cuts skarn. However, the morphology of the Cerro Verde orebody tapers down dip along the Verde fault and suggests some control over the ingressing skarn fluids by the fault. Four distinct periods of carbonate dissolution or karsting have been interpreted in the Terrazas area though none of them appear to be strong controls on hypogene mineralization. The earliest karst developed during surface exposure of the Cretaceous units prior to and during the deposition of the Tertiary conglomerate. Next was a period that appears to be contemporaneous with the development of the skarn and the related introduction of the sulfide mineralization, which can be referred to as hydrothermal karsting. This period resulted in the development of both open voids as well as voids filled with karst-related collapse breccias (Fig. 8C). Many of the areas of breccia development have been thoroughly converted to skarn with only relict breccia texture. During active oxidation of the deposit, many of the areas subject to hydrothermal karsting were further subjected to renewed dissolution, particularly in areas with extensive sulfide mineralization. Recent carbonate dissolution is noted underground where a large cavern with active cave formations has formed along the Verde fault. Locally the skarn exhibits a brecciated texture that, based on its cohesive nature, appears to have been developed during the skarn event possibly as the result of volume reduction during metasomatism. Breccia matrices are filled primarily with earthy hematite. ALTERATION Earliest alteration at Terrazas is marblization which is believed to be an isochemical event caused by heat emanating outward from an as yet undefined heat source. It has affected the limestone units and the limestone clasts and matrix in the Tinto Conglomerate. It has been mapped and drilled several hundred meters outward from the skarn alteration around both Cerro La Gloria and Cerro La Verde. All available data show that marblization is restricted to the same stratigraphic levels as the skarn. Marble is characterized by a white to greyish color, the coarse recrystallization of calcite, and the destruction of original sedimentary textures and structures. Skarn cuts and replaces marble. Prograde skarn alteration at Terrazas is unique in that it is overwhelmingly dominated by

greenish brown andradite garnet (Table 1) with lesser grossularite and minor diopside, hedenbergite, and vesuvianite (only identified with petrography and XRD). Andradite grains are mostly euhedral, can be tightly packed lacking intergranular space or loosely packed with intergranular space filled with calcite, quartz, and iron, copper, and zinc oxides. Garnet crystals are usually sub-mm in size but can be as large as 12 mm across. Crystal size variation is likely the product of original lithologic control and can mimic original bedding. Skarnification is often so thorough that, in places, the rock has become massive garnetite with all original texture having been obliterated. In this case, it is impossible to distinguish visually between what was originally limestone, conglomerate, or rhyolite. However, in some places the skarnification is not complete, and rhyolite, rhyolite clasts in conglomerate, and, occasionally, limestone can be discerned. To date, neither pronounced gangue mineral zoning within the skarn nor chemical zoning within the andradites have been identified. An early generation of cubic pyrite was coeval with garnet growth during prograde skarn alteration. Early pyrite exhibits cubic crystals of ~1-12 mm across and is both disseminated in skarn and concentrated along relict bedding. Where unoxidized, early pyrite and garnet exhibit a poikilitic texture that suggests garnet and pyrite had contemporaneous overlapping crystal nucleation sites that were competing for space during crystallization. Cubic pyrite can completely encapsulate euhedral garnet, but the reverse relationship has not been observed. Except where preserved in pockets of silicification, all of this early pyrite has been altered to goethite, but goethite has retained a pseudomorphic cubic shape. Hornfels sedimentary beds are also the product of prograde skarn alteration. Hornfels is observed in a few limited distal zones at Terrazas, primarily south of Cerro La Gloria, where there were originally marl beds within the limestone. Here the rock has been altered to calc-silicate assemblages without any garnet formation (Fig. 8A). Silicification overprints garnet skarn and has prevented the oxidation of garnet and early pyrite within it. It is observed mostly in drill core and has affected only small, 1-4 m thick zones. These zones have not been correlated between drillholes, and given its patchy nature, it is unclear what controls silicification. Carbonitization (e.g., calcite flooding) has been observed in the rhyolite in the uppermost 100 m of Cerro La Verde. When the core is stained (Hitzman, 1999), it is clear that, with depth, the rhyolite is increasingly altered to calcite. The flooding of rhyolite with calcite, then, represents a metasomatic marblization of rhyolite. Normally, carbonitization is a partial process such that original rhyolite texture can still be discerned. However, in places, the calcite flooding is nearly complete such that the rhyolite appears to have become marblized. Furthermore, small dissolution and/or pneumatolytic pockets can be filled with fine-grained calcite and appear to be marble clasts within carbonitized rhyolite. Retrograde skarn alteration produced tremolite, chlorite, epidote, hydrobiotite, calcite, “sericite”, and iron oxides. Petrographic observations suggest that the cores of the garnet were preferential sites for retrograde alteration (Fig. 8D). Alteration of the monzonite includes argillic and propyllitic alteration which are strong just below the subhorizontal Terrazas fault but which appear to attenuate at depth. The propyllitic zones contain up to 3 vol.% disseminated pyrite that

4 has a different character than the early cubic pyrite that is cogenetic with garnet. In addition, very localized endoskarn has been observed in monzonite, but it does not appear to be directly related to the main skarn body above. MINERALIZATION The Terrazas deposit is one of a number of carbonate-hosted skarn and/or replacement Ag-Pb-Zn-Cu-Au deposits within the northern part of the Chihuahua trough that share common characteristics. These deposits are hosted in carbonate rocks, contain predominantly sulfide ore, and generally have an association with intrusive or subvolcanic rocks. They include the large deposits at Naica and Santa Eulalia to the south and east of Chihuahua City, respectively (Megaw et al., 1988). However, Terrazas is unique in that the dimensions of the homogeneous skarn are approximately 1000 m long x 500 m wide x 200 m thick and therefore larger than the skarn bodies at either Naica or Santa Eulalia (c.f., Stone, 1959; Megaw et al., 1988); nearly all of the mineralization is oxidized; and no associated orebodies (i.e., carbonate replacement deposits) have been identified outside of the immediate Terrazas vicinity. Two areas of economically important skarn are present at Terrazas, one area forming a broad, tabular semicircle to the south of Cerro La Gloria and another forming a deeper mushroom shape centered on Cerro La Verde. Skarn near Cerro La Gloria is truncated at depth by the subhorizontal Terrazas fault, and skarn below Cerro La Verde is truncated on the west by the east-dipping Verde fault. In both areas, the skarn is dominantly hosted in limestone and polymicitic conglomerate. Skarn is most pervasive towards the interior of the altered zones, and its formation is preferentially controlled by lithologic contacts (especially the rhyolite- or conglomeratelimestone contact in Cerro La Verde), certain beds, and structures. Towards the margins of the skarn there is generally a quick cm- to dm-scale transition zone to marble alteration that, in turn, has a gradational contact into unaltered limestone (Fig. 8E). In map view, the marble front is often irregularly shaped. Nearly all of the copper and zinc mineralization at Terrazas is hosted in skarnified Finlay Limestone and Tinto Conglomerate with lesser amounts in skarnified rhyolite and northern plutonic intrusions. Hypogene mineralization consists of abundant (5-20 vol.%) pyrite, sphalerite, chalcopyrite, lesser bornite, and minor to trace argentite and native copper. Sphalerite is earlier than chalcopyrite (Özen, 2007). In addition, willemite (ZnSiO4) has been suggested to be of hypogene origin (Özen, 2007). Except for early disseminated cubic pyrite, hypogene minerals occur in veins, breccias, and volume-reduction voids and were likely precipitated during retrograde skarn formation. Accompanying the sulfides are quartz, ferroan calcite, and calcite. At present, sulfides account for only a small proportion of the contained metal in the deposit. Supergene processes were responsible for the present configuration of oxide minerals at Terrazas, but given the near neutral pH of the carbonate-buffered system, mostly in-situ oxidation of copper and zinc occurred (Özen, 2007). Supergene minerals include such copper minerals as malachite, chrysocolla, azurite, tenorite, secondary chalcocite and secondary covellite; and such zinc minerals as, in decreasing order of abundance, willemite, hemimorphite, smithsonite, sauconite (zincian clay), aurichalcite ((Zn,Cu)5(CO3)2(OH)6) and rosasite ((Cu,Zn)2(CO3)(OH)2) (the latter identified by x-ray

diffraction; Özen, 2007). Supergene minerals are usually found in open voids within the skarn, along fractures, surrounding garnet grains and remnant conglomerate clasts, and along certain garnet growth bands. Oxides are often associated with coarse, sparry, white calcite and reddish-brown goethite after cubic pyrite pseudomorphs. While the copper oxides are visually recognizable, areas of even high grade (e.g., >5% Zn) zinc oxide mineralization are easily overlooked and may only be indicated by abundant orange to dark red iron oxides in friable rock (Fig. 8F). Semiquantitative scanning electron microscope (SEM) work has demonstrated that significant amounts of copper and zinc reside interstitially within iron oxides (Table 1). Supergene oxidation has affected most of the upper ~150 m below Cerro La Gloria down to the subhorizontal Terrazas fault and ~350 m below Cerro La Verde. Even so, remnant lenses of minor sulfides are noted throughout the deposit, generally associated with massive, fine-grained, often silicified, skarn zones that have prevented the ingress of oxidizing fluids. These unoxidized zones do not appear to be strictly depthrelated and are often surrounded by well-oxidized areas. The most thoroughly oxidized zones are found in proximity to karst, faults, and breccia zones and are often associated with the occurrence of significant iron oxides. Owing to the extensive pH buffer formed by the abundant carbonate in the system, it is unlikely that there was much remobilization of copper and zinc during oxidation. In addition, there has been very limited migration of copper and zinc oxides from the skarn into adjacent rhyolite and subjacent monzonite. As is common for many mineralized skarns, the highest grades are often concentrated in close proximity to the transition from skarn to marble, i.e., the marble front (Meinert et al., 2005). At Terrazas, this seems to be particularly true for copper, and indeed all of the historic copper mining has occurred along the marble front in shallow surface and underground workings. In contrast, most of the high grade zinc mineralization is found within skarn tens to hundreds of meters from the marble front. GENETIC MODEL The deposition of the Cretaceous carbonate sequences in the Terrazas area was followed by the development of low angle faults and folds, uplift, formation of Tertiary igneous rocks and subaerial erosion thereby depositing locally-derived Tinto Conglomerate in adjacent basins. Early alteration involved thermal metamorphism and marblization. Skarn formation followed and was penecontemporaneous with early introduction of pyrite, carbonitization of the rhyolite, and silicification of the limestone, conglomerate, and rhyolite. The prograde formation of the skarn including the introduction of silica and iron along with an increase in heat is thought to be related to the rhyolitic intrusive and extrusive rocks found on Cerro La Gloria and Cerro La Verde or, potentially, still buried at depth. After the peak of prograde skarnification, retrograde alteration was accompanied by brecciation, the formation of solution collapse features and numerous voids due to volume reduction, and the introduction of copper and zinc sulfides. Hypogene fluids were controlled by early structures, beds within the Finlay Limestone, lithologic contacts such as the rhyolite-limestone and conglomerate-limestone contacts. In terms of metal distribution, copper is found primarily in Cerro La Gloria; zinc is found primarily in Cerro La Verde; and the best grades of each metal do not overlap. Given that there

5 was little supergene remobilization of copper and zinc, this suggests that there were different source fluids, ore controls, timing, and/or structural dislocations that caused the copper and zinc to precipitate in different places. However, at this point, it is unclear which of these factors is most responsible for the observed metal variations. Oxidation of the sulfide minerals resulted in a relatively complex suite of oxide minerals but only a limited redistribution of the copper and zinc grades and was likely contemporaneous with or followed closely by reactivated low-angle faulting and rhyolitic volcanic activity. Somewhat later, Basin and Range tectonics formed several high-angle, north-striking faults that offset the low-angle Terrazas fault and oxide mineralization to the extent that oxide mineralization is now some 200 m below the current water table. FUTURE EXPLORATION Based on information from the single 1976 Frisco drill hole in the central part of the deposit which reportedly penetrated through the monzonite floor, there is the possibility of additional skarn-related sulfide mineralization at depths of, at minimum, 500 m below ground surface west of the Verde fault and 700 m below ground surface east of the Verde fault. This suggests that the monzonite which underlies the Terrazas deposit may be a fault-bounded intrusive sill and/or tectonic “slice” which may have separated a larger, once contiguous skarn body into two parts: an upper, outcropping, oxidized deposit amenable to open pit mining and a hypothetical lower, unoxidized, body amenable to underground mining. However, this concept has not yet been tested by Constellation Copper. Given the similarities of Terrazas with other replacement and/or skarn related deposits in Chihuahua (e.g., Naica, Santa Eulalia), this area would be amenable to exploration for Ag-PbZn carbonate replacement deposits. However, all indications at this point suggest that these would be blind and, probably, deep deposits. ACKNOWLEDGEMENTS We gratefully acknowledge Geoffrey Snow and Leslie Landefeld, Barranca Resources, for the petrography; Ismail Önder Özen and Bill Chavez, New Mexico Institute of Mining and Technology, for the zonation of zinc mineralization; Pancho Montecinos, Monex Mining, Inc., for the mapping and structural data; Peter Megaw, IMDEX, Inc. and Minera Cascabel S.A. de C.V., for the mapping and preliminary deposit characterization; and Maria Acuña, Horacio Páez, and Adriana Blesa for the translation into Spanish. REFERENCES Benham, W.M., 1928, The Americana Mine and other properties in the Torreon or Cobre district, Terrazas, Chihuahua: unpublished report to the Howe Sound Co., 15 p. 5 plates. Campa, M.F., 1985, The Mexican thrust belt, in Howell, D.G. (ed.), Tectonostratigraphic Terranes of the Circum Pacific Region: Houston, Texas, Circum Pacific Council for Energy and Mineral Resources, p. 299-313. Coney, P.J., and Campa, M.F., 1987, Lithotectonic terrane map of Mexico: U. S. Geol. Survey Miscellaneous Field Studies Map MF 1874-D.

Hitzman, M.W., 1999, Routine Staining of Drill Core to Determine Carbonate Mineralogy and Distinguish Carbonate Alteration Textures, Mineralum Deposita, v.34, p.794-798. Megaw, P.K.M., Ruiz, J., and Titley, S.R., 1988, Hightemperature Ag-Pb-Zn(Cu) deposits of northern Mexico, Econ. Geol., v. 83, p. 1856-1885. Meinert, L.D., Dipple, G.M., and Nicolescu, S., 2005, World th Skarn Deposits, Economic Geology 100 Anniversary Volume, p. 299-336. Özen, I. Ö., 2007, Geological Setting and Mineral Zoning of the Terrazas Zinc-Copper Skarn System, Chihuahua, Mexico, unpublished M.S. thesis, New Mexico Institute of Mining and Technology, 205p. Smith, C.I., 1970, Lower Cretaceous sedimentation and tectonics of the Coahuila and West Texas platforms, in Seewald, K., and Sundeen, D., eds., The Geologic Framework of the Chihuahua Tectonic Belt: West Texas Geological Society, Symposium in honor of Professor R.K. DeFord, p. 7582. Stone, J.G., 1959, Ore genesis in the Naica district, Chihuahua, Mexico, Econ. Geol., v. 54, p. 1002-1034.

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Fig. 1—Location map of the Terrazas zinc-copper deposit.

Fig. 2: Overview of the Terrazas property looking WNW. Cerro La Gloria is on the left (with towers on top); Cerro La Verde is on the right. Cliffy outcrops on Cerro La Gloria are Tertiary rhyolite. Obvious cliff on Cerro La Verde is Tertiary Tinto Conglomerate. Between the two hills is the La Verde normal fault with at least 200 m down-to-the-east displacement. Proposed pit will mine the south half of Cerro La Gloria to a point ~100 m south of this photo and all of Cerro La Verde. Most of the copper resource occurs in Cerro La Gloria, whereas most of the zinc resource occurs in Cerro La Verde. Immediately west of Cerro La Gloria is the El SauzEncinillas graben basin. Farther west are more volcanic-capped highlands separated by graben basins. These are all part of the greater Basin and Range tectonic province.

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Fig. 3—Geologic map of the Terrazas zinc-copper property.

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Fig. 4—Tertiary Tinto Conglomerate with rhyolite and marble clasts on the east side of Cerro La Gloria.

Fig. 5—Section A-A’ (looking NW). Note tabular orebody south of Cerro La Gloria and mushroom-shaped orebody in Cerro La Verde.

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Fig. 6—Section B-B’ (looking NE). Note the inclined, northwest-dipping tabular ore zones. This morphology is probably from the control of original bedding on the mineralizing fluids.

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Fig. 7—Section C-C’ (looking NE). Note how the skarn body is controlled along the contact between the rhyolite (to the northwest) and the limestone (to the southeast).

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12 Fig. 8—A) Skarnified and hornfelsed beds south of Cerro La Gloria. View to the south, beds dipping steeply east. Skarnification clearly postdates thrust faulting and folding. It is likely that these beds are overturned. Note how the skarn crosses bedding and fully overprints the hornfels. B) Terrazas fault exposed in entrance to decline south of Cerro La Gloria in which skarnified Finlay Limestone sits atop unskarnified monzonite. The Terrazas fault is dip-slip in this outcrop, but its sense of slip is uncertain. C) Pre skarn karst collapse that has been thoroughly infiltrated by iron oxides on the west side of Cerro La Verde. D) Transmitted cross polarized light (XPL) photomicrograph showing euhedral garnet (gt) with oscillatory banding along rims and retrograde iron oxide alteration (Feox) in cores. Void space around garnet filled with later quartz (Q)+calcite (cal). This sample is from MTDD05-12, 87.6m, in the middle of Cerro La Verde. E) Sharp marble front on east side of Cerro La Gloria. F) Drill core MTDD06-05, 84.697.7m, centered on Cerro La Verde. Total zinc assays for this drillcore are as follows: 84-87m, 9.1%; 87-90m, 14.7%; 90-93m, 14.2%; 93-96m, 0.39%; 96-99m, 0.74%. Hole deepens from bottom left to top right. Note the dramatic shift in zinc between the darker brown disaggregated core to ~93m and the lighter red, better indurated core below that.

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Nombre de muestra

especies

Si

Fe

Ca

Al

Cu

Zn

S

Ag

Mn

P

T-3 argentita 0.23 12.91 86.86 T-15 calcita 1.00 97.10 0.64 1.26 TC-13 calcita 0.62 0.98 93.83 1.32 1.47 0.68 1.11 TC-2 calcita 0.76 1.47 95.89 1.89 TC-5 calcita 1.30 98.70 T-15 calcopirita 0.60 27.40 0.86 27.15 43.99 TC-2 calcopirita 1.13 27.15 31.24 40.48 EC-15 granate 50.94 7.35 41.72 SM-67 granate 35.69 15.84 36.93 11.54 T-4 granate 34.46 20.43 39.23 4.45 1.43 TC-12 granate 29.00 21.69 48.49 0.83 TC-13 granate 37.46 17.26 38.31 6.97 TC-2 granate 30.31 20.88 43.47 5.33 TC-5 granate 34.12 26.50 39.39 EC-15 hemimorfita 42.69 0.55 0.81 55.95 PC-50 hemimorfita 29.55 70.45 SM-67 hemimorfita 35.22 64.78 EC-15 oxido de hierro 5.40 86.83 0.68 4.60 2.50 PC-50 oxido de hierro 3.84 89.83 3.35 2.98 SM-67 oxido de hierro 2.89 89.99 2.50 4.62 T-3 oxido de hierro 3.43 93.59 2.98 T-4 oxido de hierro 5.07 85.49 0.50 0.53 4.82 2.01 0.64 0.95 T-4 oxido de hierro 5.68 82.48 0.21 0.60 7.08 3.64 0.30 TC-12 oxido de hierro 5.74 90.42 0.67 2.82 0.35 TC-2 oxido de hierro 7.00 87.22 9.08 TC-5 oxido de hierro 0.58 98.87 0.55 TC-8 oxido de hierro 4.10 90.68 0.60 4.61 T-15 esfalerita 0.57 2.62 0.62 53.08 43.11 TC-5 esfalerita 0.20 4.29 57.66 37.45 0.40 Table 1: Semi-quantitative SEM analyses of select petrographic samples. Values are all weight % with nothing lighter than aluminum able to be detected. Note the high Copper and Zn values found in iron oxides.