Seminario Entrega Final.pdf

UNIVERSIDAD INDUSTRIAL DE SANTANDER

ESCUELA DE GEOLOGÍA

GEOLOGIA Y GEOQUIMICA DE LOS DEPÓSITOS EN BRECHAS DE ARCOS VULCANO PLUTÓNICOS

Por: Sebastian Torres Galvis Sebastián Tarazona Rodríguez

Marzo 13, 2019.

CONTENIDO 1. INTRODUCCIÓN ............................................................................................................... 4 1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA......................................................................... 4 1.2. OBJETIVOS.................................................................................................................... 5 1.2.1 OBJETIVO GENERAL ............................................................................................ 5 1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS .................................................................................... 5 1.3 ESTADO DEL ARTE ...................................................................................................... 6 1.4 JUSTIFICACIÓN............................................................................................................. 8 1.5 METODOLOGÍA .......................................................................................................... 10 2. GENERALIDADES ........................................................................................................... 10 2.1. PROCESOS MAGMÁTICOS E HIDROTERMALES ................................................ 10 Etapa Ortomagmática ....................................................................................................... 11 2.2. CONSIDERACIONES TÉCNICAS ............................................................................. 13 2.2.1 PÓRFIDOS DE COBRE. ........................................................................................ 13 2.2.2 FASE ORTOMAGMÁTICA ................................................................................. 19 2.2.3 DEPÓSITOS EPITERMALES................................................................................ 19 2.2.4 Depósitos de Au-Ag-Cu de Alta Sulfuración .......................................................... 25 2.2.5 Depósitos de Au-Ag de Baja Sulfuración................................................................ 30 3. SITUACIÓN MUNDIAL .................................................................................................. 36 2

3.1 El depósito Olympic Dam: ............................................................................................. 36 3.2 La de brecha tipo pipe de Croxall: ................................................................................. 38 3.3 Mineralización estilo pórfido en el municipio de Clifford ............................................. 57 3.4 Características metalogenéticas de los depósitos de tipo pórfido cuprífero en México : .............................................................................................................................................. 65 3.5. ASPECTOS GEOLÓGICOS MINEROS ..................................................................... 69 3.6. ESTRUCTURA DE LA INDUSTRIA ......................................................................... 71 4. SITUACIÓN NACIONAL ................................................................................................ 73 4.1. Pórfido Cuprífero cerca de Mocoa ................................................................................ 75 4.2 El Stock Porfirítico de Santa Lucía ................................................................................ 90 5. ANÁLISIS CRÍTICO DE COLOMBIA RESPECTO AL TEMA .............................. 108 6. PERSPECTIVAS DE DESARROLLO EN EL PAÍS .................................................. 110 7. CONCLUSIONES............................................................................................................ 111 9. REFERENCIAS CITADAS ............................................................................................ 113

3

1. INTRODUCCIÓN

1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA

Colombia es un país

con capacidades geopolíticas muy promisorias, con la capacidad

metalogénica de producir sus propios recursos y de exportarlos, es hoy en día un país del tercer mundo debido a la mala gobernanza que lo tiene avanzando en dirección equívoca, debido a la destinación desviada

de los recursos, debido a la poca visión que tienen los

dirigentes actuales y del pasado con los recursos que el país tiene dentro y fuera de la corteza, dirigentes que prefieren firmar acuerdos y contratos para que empresas no colombianas exploten recursos de nuestro subsuelo y lleguen a traernos los resultados finales de estos procesos a costo del mercado, los productos que fueron nuestros que fueron vendidos casi regalados ahora nos los venden a un precio elevado. Este trabajo se realiza con miras hacia la independización de conocimientos geológicos, para crear identidad en los estudiantes colombianos que se tomen el tiempo de analizar los depósitos de cobre en el mundo y colombia, y para avanzar de a poco en estos temas que no son tomados en cuenta por la sociedad de a pie y a veces por los mismos estudiantes, temas coyunturales que de trasfondo viene siendo importantes para el desarrollo de toda la nación.

4

1.2. OBJETIVOS

1.2.1 OBJETIVO GENERAL

Hacer un trabajo recopilatorio sobre los depósitos de cobre y molibdeno y metales asociados, en brechas de arcos vulcano-plutónicos a nivel nacional y mundial usando como fuente de información y consulta los diversos artículos y escritos científicos relacionados al tema en cuestión, con el rigor y responsabilidad científica y usando como caso de estudio más relevante a nivel mundial el depósito Olympic Dam en Australia. Con aras a desarrollar un prediagnóstico de colombia respecto al tema.

1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Recopilar información de alteraciones minerales, rocas caja, tipos de procesos posteriores involucrados, capacidad de producción de una mina. Comparar la situación mundial de los depósitos vulcano plutónicos en brechas con los depósitos o posibles depósitos en Colombia analizando el potencial contrastado. Dar recomendaciones sobre las estrategias a seguir en colombia en lo que concierne a los depósitos de arco vulcano plutónicos y su posible explotación.

5

1.3 ESTADO DEL ARTE

Los registros que se tienen de brechas hidrotermales para depósitos de cobre molibdeno y oro y demás metales es amplia y variada existen distintos ejemplos a lo largo de todo el mundo que empezaron a ser apreciados a partir del de la década de los años 20. La mayoría de la atención se focaliza en los arcos vulcano-plutónicos ya que contienen gran número de brechas relacionadas con depósitos minerales comparados con cualquier otra disposición metalogénica y han dado a conocer la mayoría de los ejemplos descritos en la literatura.

La mayor parte de las brechas hidrotermales relacionadas con intrusiones tienen mineralizaciones de cobre, sin embargo el oro y el molibdeno son también comunes y económicamente importantes. (Sillitoe et al., 1985).

Actualmente el mejor y mayor ejemplo de estos depósitos es Olympic Dam, una mina situada en Australia. El depósito fue descubierto en 1975 y al finalizar su última expansión planeada será la mina más grande del mundo. El complejo de brecha magnético hidrotermal de Olympic Dam tiene reservas probadas a junio de 2011 de 146 Mt con 1.98% Cu, 0.58kg/t U3O8, 0.69g/t Au y 4.01g/t Ag y será transformado gradualmente de una minería subterránea a un sistema de explotación a cielo abierto.(Mining Technology, 2016).

Los depósitos en brechas en arcos vulcano-plutónicos son comúnmente asociados a depósitos de Au-Ag-Cu-Mo de Alta Sulfuración, La exploración geoquímica de estos depósitos puede resultar en distintas anomalías geoquímicas, dependiendo de la mineralización involucrada. Los sistemas de BS tienden a ser más ricos en Zn y Pb, más bajos en Cu y con razones Ag/Au más altas.(Sillitoe et al., 1985).

6

En el caso de Olympic Dam esta mineralización ocurre en las rocas del basamento de la provincia Stuart Shelf, ésta contiene Calcopirita, Bornita, Calcocita junto con oro, plata y pechblenda diseminados a largo del complejo de brecha (McPhie et al., 2011).

Estos metales son de gran interés económico y tienen una constante y creciente demanda en el mercado actual por diversas industrias. El oro, la plata y el cobre son usados en abundancia para la electrónica, la joyería y la industria energética como metales preciosos o por sus propiedades químicas y físicas. El uranio por su parte tiene aplicaciones militares y principalmente energéticas debido a sus propiedades radioactivas.

El método más usual para este tipo de minas es la minería subterránea con detonación. Se utilizan taladros industriales para posicionar cargas explosivas de manera que al detonarse sea posible extraer el material disgregado de la mena, una vez extraído el material, el espacio debe ser rellenado con agregado de cemento. La industria minera ha sofisticado este método con el uso de maquinaria avanzada y un sistema de explotación por anillos en el caso de Olympic Dam que permiten una extracción más eficiente del material de interés. (Mining Technology, 2016).

Para el procesamiento de la mena son necesarios diversos equipos e infraestructura tales un concentrador de cobre, una planta hidrometalúrgica, una fundición de cobre, una planta de ácido sulfúrico, y refinerías de cobre y oro / plata, sin mencionar los equipos requeridos para una hipotética explotación de uranio.(Mining Technology, 2016).

7

“El contexto Latinoamericano, Colombia, desde el punto de vista metalogénico tiene una posición privilegiada, porque participa de dos ambientes geológicos muy promisorios para la exploración mineral, los cuales presentan una alta probabilidad de éxito para el descubrimiento de nuevos depósitos minerales. El primero conocido como el Escudo de Guayana ,comprende los Llanos Orientales y la Amazonía colombiana y se extiende a gran parte de Venezuela y Brasil, países donde se han localizado importantes depósitos minerales, estrechamente asociados con eventos metalogénicos del Precámbrico. El segundo ambiente está relacionado con el Cinturón Circumpacífico , en donde Colombia al igual que Ecuador, Perú, Bolivia, Chile y Argentina, países con un mayor desarrollo minero, tienen en común el Sistema Andino que se extiende desde Chile hasta Alaska. Este Cinturón de reconocida importancia en el mercado mundial por su alta participación en la producción de metales preciosos y metales básicos, está genéticamente asociado con eventos metalogénicos que tuvieron lugar en el Mesozoico y en el Cenozoico” en los cuales colombia está enriquecida por estos procesos metalogénicos (Buenaventura A, Joaquín, INGEOMINAS, 2003).

1.4 JUSTIFICACIÓN

El potencial geológico y minero en Colombia, está íntimamente relacionado al conocimiento y grado de estudio de los terrenos geológicos, que constituyen el territorio nacional, los cuales han evolucionado de oriente a occidente, a lo largo del tiempo geológico desde el Precámbrico hasta el reciente, generando una serie de ambientes favorables para diferentes depósitos minerales con las rocas más antiguas situadas en el Escudo Guyanés (zona de la Orinoquía – Amazonía) y las más recientes constituyendo el Marco Geotectónico Andino, conformado por tres cordilleras (Oriental, Central y Occidental). (INGEOMINAS., 2003).

8

Para ayudar a mermar la falta de conocimiento y la dificultad de acceso al conocimiento compilado realizamos un trabajo para cumplir con estos parámetros y lograr tener mayor información sobre los depósitos de cobre y molibdeno y otros en brechas hidrotermales en arcos vulcano-plutónicos a escala nacional y a escala mundial así ver el panorama actual de estos depósitos de una manera un tanto sintetizada y general para así dar un aporte para este proceso de compilación de conocimiento científico minero y crear un aporte pequeño a la construcción de un país soberano.

En 1987 The World Comission on Environment and Development, publica un reporte titulado: “Our Common Future” también conocido como el informe Brundtland, en el cual se define el desarrollo sostenible como: “el desarrollo que es capaz de satisfacer las necesidades actuales sin comprometer los recursos y posibilidades de las futuras generaciones” (WCED, 1987). Los recursos Colombianos estan siendo mal administrados, por personas ajenas al país y es deber del colombiano empezar esta labor con la conciencia de que es posible una minería sostenible a una mayor escala en este país en vía de desarrollo.

Si tenemos en cuenta la importancia de estos temas en el ámbito nacional podríamos bien citar a Chile que se ha caracterizado históricamente por ser un país minero, antiguamente un productor mundial de nitratos (salitre) y al presente un productor mundial y poseedor de los principales recursos cupríferos del mundo, el enfoque mono productor de la industria minera hace que Chile sea un país económicamente vulnerable y dependiente en el presente de su recurso mineral principal, cobre. (Townley et al., 2017).

9

Al extrapolar este ejemplo a Colombia podríamos darnos cuenta cómo este factor es relevante si queremos que Colombia sea un país minero y como no se debe dejar la economía de un país tan rico metalogénicamente hablando en base a un solo metal o mineral.

1.5 METODOLOGÍA

Recopilaremos una base de datos de información afín a los depósitos de brechas hidrotermales en colombia y en el mundo y seleccionamos la información más pertinente para sintetizar las ideas más importantes del trabajo, cómo funciona la economía de una mina de brechas hidrotermales en ambientes vulcano-plutónicos, como está la estructura rocosa dispuesta para el proceso de extracción, cómo interviene los tipos de diferentes rocas en la calidad del mineral mena, tomaremos las citas tal cual los autores la escribieron para dar una precisión en la información de manera veraz y constructiva para futuros trabajos que deseen realizar con esta temática.

2. GENERALIDADES

2.1. PROCESOS MAGMÁTICOS E HIDROTERMALES

Definicion y clasificacion de Brechas Volcanicas:

Una brecha volcánica es una roca compuesta predominantemente por fragmentos angulares de cualquier roca de tamaño mayor a 2 milímetros cuyo fracturamiento y/o emplazamiento es el resultado de actividad volcánica. (Fisher, 1960)

10

Sin embargo las brechas relacionadas con depósitos minerales se clasifican de la siguiente manera.

Brechas Freáticas:

Magmático-Hidrotermales:se da en las cavidades magmáticas relacionadas con intrusiones. también se presenta en depósitos de tipo pórfido. Hidromagmáticas (Hidrovulcánicas): gran potencial de depósitos epitermales de metales preciosos, Relacionada con depósitos intrusivos como los tipo pórfido y los tipo kuroko.

Brechas Freatomagmáticas:

Magmáticas (Volcánicas): presentes en depósitos tipo pórfido. constituyen depósitos de metales base y preciosos. Intrusivas: relacionadas con cualquier tipo de intrusión. Tectónicas: Cualquier tipo de depósito de mena.

(Sillitoe, 1985) Etapa Ortomagmática

En esta etapa se forman los minerales con puntos de fusión elevados, fundamentalmente óxidos y silicatos. Se considera que el intervalo de temperatura está comprendido entre 1200 y 700 ºC. El resultado de esta etapa es la formación de dos tipos de minerales, que Bowen dividió en dos series:

11

SERIE CONTINUA: Formada por minerales relacionados de forma estructural, en los que la variación gradual en la composición da lugar a simultáneas variaciones graduales en la estructura. De esta forma aparece la serie de las plagioclasas, en donde los términos ricos en Ca y Al cristalizan a mayores temperaturas, mientras que, a medida que disminuye ésta, van cristalizando los términos ricos en Na y en Al.(Universidad de Valladolid,2015).

SERIE DISCONTINUA: Formada por minerales no relacionados ni química, ni estructuralmente, sino que cada grupo cristaliza en un rango de temperatura, rebasado el cual, se forman otros grupos distintos durante otro intervalo del enfriamiento.. De esta forma cristalizan el olivino, los piroxenos, los anfíboles y las micas. En este caso, a medida que va disminuyendo la temperatura, las estructuras van siendo más complejas ya que la polimerización de silicatos se favorece al enfriar.(Universidad de Valladolid,2015).

En ambas series, los términos que se van formando se van enriqueciendo en Si y perdiendo densidad, con lo cual el carácter se va haciendo más ácido, de tal modo que en las últimas etapas de este proceso empiezan

a cristalizar cuarzo

y feldespatos potásicos

(ortosa).(Universidad de Valladolid,2015). Además de los minerales citados, cristalizan otros en menores cantidades, como granates, rutilo, zircón, magnetita, cromita, ilmenita, pirita, pirrotina, etc. (Universidad de Valladolid,2015).

12

Figura 1: Modelo tectónico esquemático de una zona de subducción en un margen de tipo andino con una corteza engrosada, mostrando la migración del arco magmático hacia el continente debido al aplanamiento progresivo del ángulo de subducción,(Universidad de Valladolid,2015).

2.2. CONSIDERACIONES TÉCNICAS 2.2.1 PÓRFIDOS DE COBRE. Depósitos de Cu (Mo) de gran tonelaje y bajo Tenor.

La importancia del nivel de emplazamiento de las intrusiones reside en que dicho nivel determina muchas características texturales y estructurales de las mismas.

Los pórfidos cupríferos son esencialmente depósitos minerales de bajo tenor y gran tonelaje. Se denominan pórfidos porque frecuentemente, pero no exclusivamente, se asocian con rocas ígneas intrusivas con fenocristales de feldespato en una masa cristalina de grano fino. La textura porfírica indica que los magmas instruyeron y cristalizaron cerca de la superficie y debido a su naturaleza relativamente poco profunda se denominan intrusivos epizonales, pero

13

ellos pueden ser equigranulares con grano moderadamente grueso.a epizona implica un ambiente de emplazamiento de baja temperatura (aprox. < 300 ºC) y baja ductilidad (frágil), donde las rocas encajantes pueden ser rocas volcánicas, sedimentarias o metamórficas de bajo grado. Son característicos los plutones de pequeño o mediano tamaño (por ejemplo lacolitos) que tienen normalmente carácter postectónico y que pueden generar aureola de contacto para volúmenes relativamente grandes de magma. Es común encontar intrusiones tabulares (diques y sills). Son fenómenos destacables también la presencia de bloques del material encajante

(proceso

de

stoping),

la

formación

de

cavidades

miarolíticas

y

el

hidrotermalismo.(Universidad de Valladolid,2015).

Los depósitos de pórfido se pueden subdividir en distintos tipos considerando su contenido metálico. Estos tipos incluyen Cu-Mo, Cu-Au, Cu, Au y Mo. En general los pórfidos ricos en Cu o Au se asocian a intrusivos derivados por cristalización fraccionada de magmas máficos originados en fusión parcial del manto en márgenes convergentes de placas (márgenes continentales activos y arcos de islas). Los pórfidos de molibdeno se asocian a intrusiones félsicas derivadas de magmas con una importante componente de corteza continental refundida.(Universidad de Valladolid,2015).

Los depósitos de tipo pórfido están relacionados genética y espacialmente con intrusiones ígneas félsicas. Por lo general existen varios cuerpos de rocas intrusivas, emplazadas en varios pulsos y los pórfidos cupríferos se asocian frecuentemente con enjambres de diques y brechas. Las rocas de caja intruidas por los pórfidos pueden ser de cualquier tipo.(Universidad de Valladolid,2015).

14

La mineralización y alteración pueden presentarse tanto en intrusivos, como en las rocas de caja. El núcleo del sistema mineralizado presenta la alteración hidrotermal más intensa, la que se denomina potásica debido a que se agrega potasio a las rocas afectadas por esta alteración. En la zona potásica se desarrollan biotita, feldespato potásico y cuarzo a expensas de minerales previamente existentes en las rocas. La alteración hidrotermal más externa corresponde a la zona propilítica que contiene clorita, epidota y carbonato, la cual grada hacia fuera a rocas inalteradas o frescas. Todas estas zonas de alteración no necesariamente se presenta en todos los depósitos de tipo pórfido: cualquiera de ellas puede estar ausente. En la zona de mena se presentan vetillas y diseminación de pirita con calcopirita subordinada (mena de cobre) y molibdenita (mena de molibdeno). Es frecuente el desarrollo de una zona de pirita externa la que pasa hacia fuera a roca no mineralizada. La zona de mena en los pórfidos cupríferos usualmente se presenta dentro del núcleo de alteración potásica y puede extenderse dentro de la zona fílica, frecuentemente en el sector más interno se presenta una mayor proporción de sulfuros ricos en cobre como bornita, gradando hacia fuera a una mayor proporción de calcopirita, para finalmente en el sector más externo solo sulfuros de Fe (pirita).(Universidad de Valladolid, 2015).

La formación de este tipo de depósitos involucra un proceso magmático, que incluye un mecanismo denominado "segunda ebullición" o "ebullición retrógrada", por el cual el agua (y otros volátiles) saturan un magma como resultado de su cristalización. Con el progreso de la cristalización de un magma, el volumen de agua disuelta en la masa silicatada fundida aumenta proporcionalmente, dado que el agua no se incorpora en los silicatos en cristalización. Por ejemplo, suponiendo que un magma tiene un 2% de agua disuelta en volumen, para cuando haya cristalizado un 50% de este magma en minerales silicatados, el magma remanente tendrá un contenido de agua disuelta de 4% en volumen.

15

Debido a que el agua hierve a 100ºC y el magma tiene temperaturas que superan 600-700ºC, el exceso de agua es esencialmente expulsada en forma gaseosa (de ahí el término de segunda ebullición) si es liberada cerca de la superficie terrestre. Cuando se libera esta agua, elementos como el azufre, cobre, molibdeno y oro pueden concentrarse en solución en ella. Cuando la parte acuosa del magma es expulsada por ebullición el exceso de presión produce brechización y fracturamiento de las rocas intrusivas y rocas de caja, lo que provee vías permeables para que las soluciones hidrotermales de derivación magmática fluyan a través de las rocas y depositen su carga metálica.(Universidad de Valladolid, 2015).

Los depósitos de tipo pórfido se encuentran en áreas orogénicas tales como Los Andes de Chile y Perú, la Cordillera de Canadá (British Columbia) y las regiones del Pacífico suroeste, tales como Filipinas, Indonesia y Papua Nueva Guinea.(Universidad de Valladolid, 2015).

Los pórfidos cupríferos son la fuente principal de cobre, contribuyendo más de la mitad de todo el cobre de mina en el mundo, y también son una fuente importante de oro. Estos depósitos son la fuente más importante de molibdeno y renio, este último un elemento del grupo del platino asociado a la estructura cristalina de la molibdenita. Además, se recupera plata y otros metales, incluyendo tungsteno, estaño, plomo y zinc en algunas operaciones de pórfidos.(Universidad de Valladolid, 2015).

Estos depósitos contienen de cientos de millones a billones de toneladas de mineral con tenores desde 0,2% a más de 1% Cu, 0.005% a 0.030% Mo y 0.4 a 2 gr/ton Au. Como ejemplo, el pórfido cuprífero de Bingham, Utah (USA) contiene 2 billones de toneladas de mineral con 0.6% Cu. Este yacimiento ha producido más de 16 millones de toneladas de cobre desde que comenzó a explotarse en 1904. Otras regiones con pórfidos cupríferos

16

incluyen: Butte, Montana (USA) con más de 2 billones de toneladas con tenor de 0.85% Cu, Chuquicamata, Chile, con más de 10 billones de toneladas de mineral con tenor de 0.56% Cu y Ok Tedi en Papua, Nueva Guinea, con más de 375 millones de toneladas con 0.7% Cu y 0.66 g/t Au.(Universidad de Valladolid, 2015).

Debido a sus bajos tenores la minería de pórfidos debe ser de bajo costo y ello se logra mediante una minería masiva no selectiva. Además, para que el costo sea menor muchos de estos depósitos se explotan a rajo abierto, lo cual es menos costoso que operaciones mineras subterráneas. El tamaño de estos depósitos hace que estas operaciones sean gigantescas. Por ejemplo, la excavación más grande del mundo es el rajo de la mina Bingham, Utah (USA) con 800 m de profundidad y 4 Km. de diámetro.(Universidad de Valladolid, 2015).

La exploración para este tipo de depósitos se concentra en regiones donde existen rocas intrusivas félsicas a intermedias, particularmente aquellas donde existe una historia con múltiples intrusiones y brechización o fracturamiento de las rocas en contacto con las rocas de caja. Exploraciones de más detalle se concentran en definir halos de alteración que gradan lateralmente desde el núcleo del sistema mineralizado.(Universidad de Valladolid, 2015).

Una zonación vertical de la mineralización cuprífera también se puede desarrollar en zonas áridas cálidas, donde las aguas superficiales tienden a redistribuir el cobre de un sistema de pórfido expuesto, concentrándolas en otro lado. Estos enriquecimientos se denominan supérgenos y contienen minerales de alta tenor de cobre tales como los del grupo de la calcosina. Las aguas oxidantes superficiales disuelven el cobre del mineral hipógeno o primario original y lo transportan en forma de sulfatos descendiendo hasta el nivel de aguas

17

subterráneas donde encuentran una zona reductora y precipita como sulfuro supérgeno. La presencia de un nivel de enriquecimiento supérgeno indica la existencia previa de un gran sistema porfírico hipógeno original que fue exhumado hasta zonas superficiales oxidantes.(Universidad de Valladolid, 2015).

Las técnicas de exploración útiles incluyen estudios geoquímicos regionales tanto por los metales, como alteración, como el potasio. Levantamientos geofísicos incluyendo métodos electromagnéticos, magnéticos y de espectrometría de rayos gamma pueden ser útiles para localizar este tipo de mineralización.(Universidad de Valladolid, 2015).

Los sistemas de pórfidos de Los Andes son detectables en imágenes de satélite que muestran anomalías de color relacionadas a sus halos de alteración hidrotermal. Los levantamientos geofísicos de superficie incluyen la polarización inducida (IP) para detectar sulfuros diseminados y magnetometría, ya sea para detectar la presencia de magnetita hidrotermal o destrucción de minerales magnéticos por alteración fílica.(Universidad de Valladolid, 2015).

Marco tectónico Márgenes convergentes de placas y arcos magmáticos ligados a subducción. · Pórfidos Cu-Mo = Márgenes continentales activos · Pórfidos Cu-Au = Arcos de islas · Pórfidos de Mo = Parte interna (lado del continente) de arcos magmáticos). · Pórfidos de Sn-W = Tras-arco (Universidad de Valladolid, 2015).

18

2.2.2 FASE ORTOMAGMÁTICA

Nombre dado la fase de cristalización de una masa ígnea, durante la cual cristaliza la mayor parte de la masa de silicatos. A continuación sigue la fase postmagmatica, durante la cual tiene lugar la formación de pegmatitas y procesos como los neumatoliticos e hidrotermales.La fase ortomagmática a veces se divide en dos, una primera fase o fase temprana, durante la cual cristalizan los silicatos anhidros, y una segunda fase o fase tardía, en la que cristalizan tanto los silicatos anhidros como los que llevan hidróxilos. La temperatura y otros factores bajo los cuales el estadio ortomagmatico pasa al estadio post magmático son difíciles de conocer con precisión, y depende mucho de la cantidad de volátiles presentes. (Universidad de Alicante, 2018).

2.2.3 DEPÓSITOS EPITERMALES (Según Sillitoe, R.H. (1993) Panteleyev, A. (1991), Albino, G.V. (1994))

Formado en un ambiente poco profundo generalmente alrededor de 1 km, produciendo oro, Sulfuros de plata y / o metales básicos con ganga minerales de cuarzo, calcita, adularia, barita y fluorita. Los minerales de alteración incluyen cuarzo, adularia, illita, clorita y caolinita. Permeabilidad y las estructuras ejercen un fuerte control sobre la ubicación de estos depósitos. Los orígenes fluidos son predominantemente meteórico con los metales que se derivan de fuentes magmáticas profundas o de Lixiviación de los volcanes / sedimentos del huésped. El depósito epitermal generalmente ocurre como venas, brechas o diseminaciones. (Sillitoe, 1993).

19

Figura 2 :Tomado de http://www.medellin.unal.edu.co/

Los depósitos epitermales se forman en bajas profundidades son aquellos en los que la mineralización ocurrió dentro de 1 a 2 Km de profundidad desde la superficie terrestre y se depositó a partir de fluidos hidrotermales calientes y en estructuras que ejercen un fuerte control sobre la ubicación de estos depósitos. Estos depósitos epitermales generalmente ocurren como venas, brechas o en diseminaciones.(Sillitoe, 1993).

Los fluidos se estiman en el rango desde menores de 100ºC hasta unos 320ºC , son de origen predominantemente meteórico con los metales derivados de fuentes magmáticas profundas o de Lixiviación de la roca caja de volcanes / sedimentos . durante la formación del depósito estos fluidos hidrotermales pueden alcanzar la superficie como fuentes termales, similar a las existentes en El Tatio y Puchuldiza en el Norte Grande de Chile o como fumarolas o solfataras en Nápoles. Los depósitos epitermales se encuentran de preferencia en áreas de

20

volcanismo activo alrededor de los márgenes activos de continentes o arcos de islas y los más importantes son los de metales preciosos (Au, Ag), aunque pueden contener cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Bi, etc., tiene minerales ganga de cuarzo, calcita, adularia, barita y fluorita. Los minerales de alteración incluyen Qz, adularia, illita, clorita y caolinita.(Sillitoe, 1993).

Figura 3:Tomado de: http://www.medellin.unal.edu.co/

La mineralización epitermal de metales preciosos puede formarse a partir de dos tipos de fluidos químicamente distintos. Los de “baja sulfuración” son reducidos y tienen un pH cercano a neutro (la medida de concentración de iones de hidrógeno) y los fluidos de “alta sulfuración”, los cuales son más oxidados y ácidos. Los términos de alta y baja sulfuración fueron introducidos por Hedenquist (1987) y se refieren al estado de oxidación del azufre. En los de alta sulfuración el azufre se presenta como S4+ en forma de SO2 (oxidado) y en los de baja sulfuración como S-2 en forma de H2S (reducido). (Sillitoe, 1993).

La mineralización epitermal de metales preciosos puede formarse a partir de dos tipos de fluidos químicamente distintos. Los de “baja sulfuración” son reducidos y tienen un pH 21

cercano a neutro (la medida de concentración de iones de hidrógeno) y los fluidos de “alta sulfuración”, los cuales son más oxidados y ácidos. Los términos de alta y baja sulfuración fueron introducidos por Hedenquist (1987) y se refieren al estado de oxidación del azufre. En los de alta sulfuración el azufre se presenta como S4+ en forma de SO2 (oxidado) y en los de baja

sulfuración

como

S-2

en

forma

de

H2S

(reducido).

(Sillitoe,

1993).

Los fluidos de baja sulfuración (BS) son una mezcla de aguas-lluvias (aguas meteóricas) que han percolado a subsuperficie y aguas magmáticas (derivadas de una fuente de roca fundida a mayor profundidad en la tierra) que han ascendido hacia la superficie. Los metales preciosos han sido transportados en solución como iones complejos (en general bi-sulfurados a niveles epitermales; clorurados a niveles más profundos) y para fluidos de baja sulfuración la precipitación de metales ocurre cuando el fluido hierve al acercarse a la superficie (ebullición).

(Sillitoe,

1993).

Los fluidos de alta sulfuración (AS) se derivan principalmente de una fuente magmática y depositan metales preciosos cerca de la superficie cuando el fluido se enfría o se diluye mezclándose con aguas meteóricas. Los metales preciosos en solución derivan directamente del magma o pueden ser lixiviados de las rocas volcánicas huéspedes a medida que los fluidos

circulan

a

través

de

ellas.(Sillitoe,

1993).

En ambos tipos de depósitos (BS y AS) los fluidos circulan hacia la superficie a través de fracturas en las rocas y la mineralización a menudo se presenta en esos conductos (mineralización controlada estructuralmente), pero también pueden circular por niveles de rocas permeables y eventualmente mineralizar ciertos estratos. Los fluidos de BS

22

generalmente forman vetas de relleno con metales preciosos o series de vetas/vetillas más finas, denominadas “stockwork” o “sheeted-veins”. Los fluidos de AS más calientes y ácidos penetran más en las rocas huéspedes originando cuerpos mineralizados vetiformes, pero también diseminación en las rocas. Los depósitos de oro de BS pueden contener cantidades económicas de Ag y cantidades menores de Pb, Zn y Cu, mientras los de sistemas auríferos de AS a menudos producen cantidades económicas de Cu y algo de Ag. Otros minerales asociados con los de BS son cuarzo (incluyendo calcedonia), carbonato, pirita, esfalerita y galena, mientras los de AS contienen cuarzo, alunita, pirita y enargita. (Sillitoe, 1993).

La exploración geoquímica de estos depósitos puede resultar en distintas anomalías geoquímicas, dependiendo de la mineralización involucrada. Los sistemas de BS tienden a ser más ricos en Zn y Pb, más bajos en Cu y con razones Ag/Au más altas. Los de AS pueden ser más ricos en As y Cu con razones Au/Ag más bajas. La fineza del oro (=Au/Au+Ag x 1000) en yacimientos epitermales es en general baja (promedio 685 en sistemas del Pacifico SW), es decir el oro contiene apreciables cantidades de plata (color amarillo pálido a blanco) y en muchos casos se presenta como electrum (aleación natural de oro y plata); en contraste los yacimientos de tipo pórfido o skarn presentan normalmente más alta fineza del oro (promedio 920).(Sillitoe,

1993).

23

Figura 4:Tomado de ; http://www.medellin.unal.edu.co/

Los depósitos epitermales se presentan en muchos países incluyendo Japón, Indonesia, Chile y el oeste de EEUU, los que se encuentran en el “anillo de fuego” del Pacífico, que corresponde al área de volcanismo que rodea al Océano Pacífico desde Asia del Sur hasta el oeste de Sudamérica. La mayoría de los depósitos son del Cenozoico Superior, porque la preservación de estos depósitos formados cerca de la superficie es más improbable en rocas más

antiguas.(Sillitoe,

1993).

El método de minería y procesamiento del mineral son factores importantes en la economía de un depósito. Dado que los depósitos epitermales se forman a profundidades de menos de 2 Km (menor profundidad si la erosión los ha exhumado), muchos son factibles de explotar a rajo abierto, lo que es menos costoso y permite la explotación de tenores menores.(Sillitoe, 1993).

Los depósitos más profundos o controlados estructuralmente (vetas) pueden explotarse solamente por métodos subterráneos más caros y requieren de tenores mayores para constituir 24

yacimientos económicos. Los métodos de recuperación para el oro epitermal pueden involucrar flotación, cianuración por agitación o cianuración en pilas. El costo del procesamiento va a aumentar si el oro está contenido en minerales que son difíciles de procesar, tales como la arsenopirita. El oro que presenta dificultades para su extracción metalúrgica se denomina “oro refractario” y es característico de menas sulfuradas, las que deben ser previamente oxidadas (tostación o biolixiviación) para poder recuperar el oro.(Sillitoe,

1993).

2.2.4 Depósitos de Au-Ag-Cu de Alta Sulfuración (Según Sillitoe, R.H. (1993) Panteleyev, A. (1991), Albino, G.V. (1994))

Sinónimos: Epitermal tipo ácido-sulfato, Au cuarzo-alunita, argílica avanzada de alunitacaolinita, pirofilita, tipo Nansatsu, oro enargita. Los depósitos son comúnmente referidos como ácido-sulfato por la geoquímica de los fluidos hidrotermales, cuarzo-alunita o caolinitaalunita por su mineralogía de alteración, o tipo de alta sulfuración en referencia al estado de oxidación de los fluidos ácidos responsables de la alteración y mineralización.(Sillitoe, 1993).

Sustancias (subproductos): Au, Ag, Cu (As, Sb)

Ejemplos: El Indio, La Coipa, El Guanaco, Choquelimpie en Chile; Goldfield y Paradise Peak (Nevada, USA), Summitville (Colorado, USA), Nansatsu (Japón); Temora (Australia);

25

Lepanto y Nalesbitan (Filipinas); Pueblo Viejo (República Dominicana), Chinkuashih (Taiwan), Rodalquilar (España).(Sillitoe, 1993).

Características

geológicas

Descripción breve: Vetas, brechas con oquedades y reemplazos de sulfuros variando desde bolsones, hasta .lentes masivos en secuencias volcánicas asociadas a sistemas hidrotermales someros caracterizados por lixiviación ácida, alteración argílica avanzada y silícea. (Sillitoe, 1993).

Marco tectónico: Marcos extensionales y transtensionales, comúnmente en arcos volcanoplutónicos de márgenes continentales, arcos de islas.y trás-arco. En zonas con emplazamiento magmático de alto nivel, donde los estratovolcanes y otros edificios volcánicos se construyen sobre

plutones.(Sillitoe,

1993).

Ambiente de depositación / Marco geológico: Subvolcánico a volcánico en calderas, complejos de domos de flujo, raramente en laares, bordes de diatremas y otras estructuras volcánicas; a menudo relacionados con stocks sub volcánicos, diques y brechas. Se postula que sobreyacen y están relacionados genéticamente con sistemas de pórfidos cupríferos en intrusiones mineralizadas que subyacen estratovolcanes. (Sillitoe, 1993).

Edad de mineralización: Terciario a Cuaternario; menos comúnmente Mesozoico y raros en fajas volcánicas Paleozoicas. La rara preservación de depósitos más viejos refleja rápidas tasas de erosión antes del enterramiento de volcanes subaéreos en arcos tectónicamente

26

activos.(Sillitoe,

1993).

Tipos de rocas huésped/asociadas: Rocas volcánicas piroclásticas y de flujos, comúnmente andesita a dacita subaérea y sus equivalentes intrusivos subvolcánicos. Unidades sedimentarias permeables intervolcánicas pueden estar mineralizadas.(Sillitoe, 1993).

Forma de los depósitos: Vetas y bolsones y lentes de reemplazos masivos de sulfuros, stockworks y brechas. Comúnmente las formas irregulares de los depósitos están determinados por la permeabilidad de las rocas de caja y la geometría de las estructuras controladoras de la mineralización. Son comunes múltiples vetas compuestas que se cortan unas a otras.(Sillitoe, 1993).

Textura/estructura: Es característica la sílice oquerosa que es un producto residual de lixiviación ácida (hidrólisis extrema). Cavidades con drusas, vetas bandeadas, brechas hidrotermales, reemplazos masivos de rocas de caja con cuarzo de grano fino.(Sillitoe, 1993).

Mineralogía de menas (principal y subordinada): pirita, enargita/luzonita, calcosina, covelina, bornita, oro, electrum; calcopirita, esfalerita, tetrahedrita/tenantita, galena, marcasita, arsenopirita, sulfosales de plata, telururos incluyendo goldfieldita. Dos tipos de menas están presentes comúnmente: enargita-pirita masiva y/o cuarzo-alunita-oro. Mineralogía de ganga (principal y subordinada): Predomina el cuarzo y la pirita. Puede haber baritina; los carbonatos están ausentes.(Sillitoe, 1993).

Mineralogía de alteración (principal y subordinada): Cuarzo, caolinita/dickita, alunita, baritina, hematita; sericita/illita, arcillas amorfas y sílice, pirofilita, andalusita, diásporo,

27

corindón, turmalina, dumortierita, topacio, zunyita, jarosita, sulfatos de Al-P y azufre nativo. La alteración argílica avanzada es característica y puede ser realmente extensa y prominente visualmente. El cuarzo se presenta como reemplazos de grano fino y característicamente como sílice oquerosa residual en rocas con lixiviación ácida.(Sillitoe, 1993).

Meteorización: Las rocas meteorizadas pueden contener abundante limonita (jarositagoethita-hematita), generalmente en una masa fundamental de caolinita y cuarzo. Son comunes las vetas de alunita supergena de grano fino y nódulos.(Sillitoe, 1993).

Controles de menas: En edificios volcánicos – anillos de caldera y fracturas radiales; conjuntos de fracturas en domos resurgentes y complejos de domos de flujo, chimeneas de brechas hidrotermales y diatremas. Fallas y brechas en y alrededor de centros intrusivos. Litologías permeables, en algunos casos con cubiertas menos permeables de rocas alteradas u otras cubiertas rocosas.Los depósitos ocurren en rangos extendidos de profundidad, desde solfataras de alta temperatura en paleosuperficie hasta cúpulas de cuerpos intrusivos en profundidad.(Sillitoe, 1993).

Modelo genético: Las investigaciones recientes, principalmente en el Pacífico SW y Los Andes, muestra que estos depósitos se forman en complejos volcánicos subaéreos o en volcanes compuestos de arcos de islas sobre cámaras magmáticas en desgasificación. Frecuentemente los depósitos pueden relacionarse genéticamente a intrusiones de alto nivel. Son comunes múltiple etapas de mineralización, presumiblemente relacionadas a tectonismo periódico, con actividad intrusiva relacionada y generación de fluidos hidrotermales.(Sillitoe, 1993).

28

Depósitos asociados: Pórfidos de Cu+Mo+Au, depósitos de Cu-Ag-Au (As- Sb) subvolcánicos; epitermales de Au-Ag de baja sulfuración; depósitos de sílice-arcillapirofilita; Au-Ag de fuentes termales (hotspring type); placeres auríferos.(Sillitoe, 1993).

Comentario: Los depósitos epitermales de Au-Ag de alta sulfuración son el tipo de depósitos epitermales dominantes en Los Andes, pero en general son menos comunes en otras partes del mundo donde dominan los de baja sulfuración.(Sillitoe, 1993).

Signatura geofísica: Bajos magnéticos en rocas alteradas hidrotermal mente (lixiviación ácida); contrastes gravimétricos pueden delinear límites de bloques estructurales.(Sillitoe, 1993).

Otras guías de exploración: Estos depósitos se encuentran en estructuras de segundo orden adyacentes a zonas de falla de escala cortical, tanto en fallas normales como en transcurrentes, así como en estructuras locales asociadas con intrusiones subvolcánicas. Estos depósitos tienden a suprayacer y flanquear depósitos de tipo pórfido de cobre-oro y subyacen a cubiertas de rocas silíceas con lixiviación ácida, arcillas y con alunita (silica cap).(Sillitoe, 1993).

Factores económicos;

.

Tenores y tonelajes típicos: Existe una amplia variación en el rango de los depósitos desde aquellos explotables masivamente de bajo tenor y gran tonelaje a otros de alto tenor que deben explotarse selectivamente. Las minas subterráneas varían en tamaño desde 2 a 25

29

millones de ton con tenores de 178 g/t Au, 109 g/t Ag y 3,87% Cu en las menas de fundición directa de El Indio hasta 2,8 g/t Au, 11,3 g/t Ag y 1,8% Cu en Lepanto. Las minas a rajo abierto con reservas de <100 Mt a >200Mt varían desde minas de Au-Ag con 3,8 g/t Au y 20 g/t Ag (Pueblo Viejo) a cuerpos mineralizados como los de Nansatsu que contienen unos pocos millones de toneladas de mena con 3 y 6 g/t Au. Los pórfidos de Au (Cu) pueden presentar una sobreimposición con zonas de alteración de tipo ácido sulfato tardías que pueden contener del orden de 1,5 g/t Au con 0,05 a 0,1% Cu en stockworks (Marte y Lobo de Maricunga) o vetas de alto tenor de Cu-Ag-Au (La Grande de Collahuasi). Más típicamente estas zonas de alteración tardías tienen <0,4 a 0,9 g/t Au y >0,4 a 2% Cu (Butte, Montana; Dizon, Filipinas).(Sillitoe, 1993).

Limitaciones económicas: La oxidación de las menas primarias es frecuentemente necesaria para una buena metalurgia; las menas primarias pueden ser refractarias y pueden hacer que las menas de bajo tenor no sean económicas.(Sillitoe, 1993).

Importancia: Esta clase de depósitos ha sido el foco de la exploración en la región circumpacífica, debido a las tenores muy atractivas de Au y Cu de algunos depósitos. Menas silíceas de Natsatsu con 3-4 g/t Au se usan como fundentes en fundiciones de cobre.(Sillitoe, 1993).

2.2.5 Depósitos de Au-Ag de Baja Sulfuración (Según Sillitoe, R.H. (1993) Panteleyev, A. (1991), Albino, G.V. (1994))

30

Sinónimos: Adularia-sericita; cuarzo-adularia; tipo Comstock; tipo Sado; bonanzas de AuAg; hidrotermal álcali-cloruro.(Sillitoe, 1993).

Sustancias (subproductos): Au, Ag (Pb,Zn,Cu)(Sillitoe, 1993).

Ejemplos: El Bronce, Fachinal, El Peñón, Caracoles, Cachinal de la Sierra, Río del Medio en Chile; Comstock, Aurora (Nevada, USA), Creede (Colorado, USA), Guanajuato (México); Sado, Hishikari (Japón); Colqui (Perú); Baguio (Filipinas); Ladolam (Lihir, Papua Nueva Guinea).(Sillitoe, 1993).

Características geológicas

Descripción breve: Vetas de cuarzo, stockworks y brechas con oro, plata, electrum, argentita, pirita, con cantidades menores y variables de esfalerita, calcopirita, galena, a veces con tetrahedrita y sulfosales en niveles altos o cercanos a la superficie. La mena normalmente exhibe texturas de relleno de espacios abiertos y está asociada a sistemas hidrotermales relacionados a volcanismo o geotermales.(Sillitoe, 1993).

Marco tectónico: Arcos de islas volcánicos y arcos magmáticos de márgenes continentales activos; también en campos volcánicos continentales relacionados a estructuras de extensión.(Sillitoe, 1993).

Ambiente de depositación / Marco geológico: Sistemas hidrotermales de nivel alto, desde profundidades de ~1 Km a fuentes termales superficiales. Sistemas de fallas regionales

31

relacionadas a grabens, calderas resurgentes, complejos de domos de flujo y raramente en sistemas de maar-diatremas.(Sillitoe, 1993).

Edad de mineralización: Cualquier edad, pero los depósitos Terciarios son los más abundantes debido a que se trata de depósitos formados cerca de la superficie y que pueden ser erosionados fácilmente. En Columbia Britanica, Canadá los importantes son Jurásicos, en Australia se han descrito depósitos Paleozoicos. Los depósitos chilenos son del Jurásico (Fachinal), Cretácico Superior (El Bronce de Petorca), Paleoceno (Caracoles, Cachinal de la Sierra) o Mioceno (Río del Medio). Los depósitos están cercanamente relacionados a las rocas volcánicas huéspedes, pero invariablemente son algo más jóvenes en edad (0,5 a 1 Ma, más o menos).(Sillitoe, 1993).

Tipos de rocas huésped/asociadas: Rocas volcánicas de distintos tipos, predominando aquellas de tipo calco-alcalino. Algunos depósitos se presentan en áreas de volcanismo bimodal y de extensos depósitos de flujos piroclásticos subaéreos (ignimbritas). Existe una asociación menos común con rocas volcánicas alcalinas y shonshoníticas. Sedimentos clásticos y epiclásticos en cuencas intra-volcánicas y depresiones estructurales.(Sillitoe, 1993).

Forma de los depósitos: Las zonas de mena están típicamente localizadas en estructuras, pero pueden ocurrir en litologías permeables. Las zonas de mena centradas en conductos hidrotermales controlados por estructuras típicamente tienden a abrirse hacia arriba. Vetas grandes (>1 m de potencia y cientos de metros de corrida) o pequeñas y stockworks son comunes con diseminaciones y reemplazos menos prominentes. Los sistemas de vetas pueden ser extensos lateralmente, pero las bolsonadas de mena tienen extensión vertical

32

relativamente restringida. Las zonas de altp tenor se encuentran comúnmente en zonas de dilatación en fallas, en flexuras, ramificaciones y en lazos cimoides.(Sillitoe, 1993).

Textura/estructura: Relleno de espacios abiertos, bandeamiento simétrico y de otros tipos, crustificación,

estructura

en

peineta,

bandeamiento

coloforme

y

brechización

múltiple.(Sillitoe, 1993).

Mineralogía de menas (principal y subordinada): Pirita, electrum, oro, plata, argentita; calcopirita, esfalerita, galena, tetrahedrita, sulfosales de plata y/o seleniuros. Los depósitos están comúnmente zonados verticalmente en 250 a 350 m siendo ricos en Au-Ag y pobres en metales base en el techo, gradando hacia abajo a una porción rica en plata y metales base, luego a una zona rica en metales base y en profundidad a una zona piritosa pobre en metales base. Desde superficie a profundidad las zonas de metal contienen: Au-Ag-As-Sb- Hg, AuAg-Pb-Zn-Cu, Ag-Pb-Zn. En rocas huéspedes alcalinas pueden ser abundantes los telururos, mica de vanadio (roscoelita) y fluorita, con cantidades menores de molibdenita.(Sillitoe, 1993).

Mineralogía de ganga (principal y subordinada): Cuarzo, amatista, calcedonia, cuarzo pseudomorfo de calcita en placas, calcita; adularia,sericita, baritina, fluorita, carbonatos de Ca-Mg-Mn-Fe como rodocrosita;hematita y clorita.(Sillitoe, 1993).

Mineralogía de alteración: Extensa silicificación en menas con múltiples generaciones de cuarzo y calcedonia, comúnmente acompañadas de calcita. Silicificación pervasiva en las envolventes de las vetas y flanqueadas por asociaciones de sericita-illita-caolinita. Alteración argílica intermedia [caolinita-illita-montmorillonita (smectita)] se forma adyacente a algunas

33

vetas; alteración argílica avanzada (caolinita-alunita) puede formarse en la parte del techo de las zonas mineralizadas. La alteración propilítica domina en profundidad y en la periferia de las vetas, pudiendo ser extensa. (Sillitoe, 1993).

Meteorización: Los afloramientos meteorizados a menudo se caracterizan por salientes resistentes de cuarzo-alunita flanqueadas por zonas extensas blanqueadas con alunita supergena, jarosita y limonitas.(Sillitoe, 1993).

Controles de menas: En algunos distritos la mineralización epitermal está ligada a algún evento metalogénico específico, ya sea estructural, magmático o ambos. Las vetas son emplazadas dentro de un intervalo estratigráfico restringido generalmente dentro de 1 Km de la paleosuperficie. La mineralización cerca de la superficie ocurre en sistemas de fuentes termales o en los conductos hidrotermales subyacentes. A mayor profundidad se puede postular que ocurre encima o periférica a pórfidos y posiblemente a mineralización tipo skarn. Las estructuras que canalizan los fluidos mineralizadores son fallas normales, márgenes de grabens, unidades clásticas gruesas de relleno de fosas de calderas, conjuntos de fracturas radiales y diques en anillo, brechas hidrotermales y tectónicas. Comúnmente están mineralizados los sistemas de fractura rectos, ramificados, bifurcados, enlazados e intersecciones. Las bolsonadas se forman donde se desarrollan aberturas dilatacionales y lazos cimoides, típicamente donde el rumbo o manteo de las vetas cambia. Fracturas en el pendiente de estructuras mineralizadas son particularmente favorables para mena de alto tenor.(Sillitoe, 1993).

Modelo genético: Estos depósitos se forman tanto en campos de volcanismo félsico subaéreos en regímenes estructurales extensionales y de cizalle, como en estratovolcanes

34

andesíticos continentales sobre zonas de subducción activas. Las zonas de mineralización son sistemas hidrotermales someros, variando desde fuentes termales en superficie, hasta zonas de flujo más profundas enfocadas por estructuras y zonas permeables. Los fluidos son soluciones relativamente diluidas que son mezclas de fluidos magmáticos y meteóricos. La depositación mineral ocurre cuando las soluciones se enfrían y se desgasifican por mezcla de fluidos, ebullición, y descompresión. Depósitos asociados: Epitermales de Au-Ag de alta sulfuración; depósitos de Au-Ag de fuentes termales (hotspring type); pórfidos de Cu+Mo+Au y vetas polimetálicas relacionadas; placeres auríferos.(Sillitoe, 1993).

Guías de Exploración

Signatura geoquímica: Valores elevados en rocas de Au, Ag, Zn, Pb, Cu y As, Sb, Ba, F, Mn; localmente Te, Se y Hg.(Sillitoe, 1993).

Signatura geofísica: se ha usado el método electromagnético VLF (very low frequency) para trazar estructuras; levantamientos radiométricos pueden delinear el potasio introducido en las rocas de caja (adularia). Estudios gravimétricos pueden delinear límites de bloques estructurales con contraste de densidad.(Sillitoe, 1993).

Factores económicos

tenores y tonelajes típicos: Los antecedentes siguientes describen la media de los depósitos basado en minas alrededor del mundo y modelos de USA: Depósitos de Au-Ag (41 depósitos tipo “bonanza” o tipo Comstock) – 0,77 millones de toneladas con 7,5 g/t Au, 110 g/t Ag y

35

contenidos menores de Cu, Zn y Pb. Los contenidos de metales base más altos (en el 10% alto de los depósitos) son <0,1% Cu, Zn y 0,1% Pb. Depósitos Au-Cu (20 depósitos tipo Sado) – 0,3 millones de toneladas con 1,3 g/t Au, 38 g/t Ag y >0,3% Cu; 10% de los depósitos contienen 0,75% Cu en promedio, con uno >3,2% Cu.(Sillitoe, 1993).

3. SITUACIÓN MUNDIAL

3.1 El depósito Olympic Dam:

Tomando como referencia principal al depósito más grande existente en la actualidad bajo explotacion OLYMPIC DAM un complejo de depósito de brechas hidrotermales transformado en mina subterránea y una planta integrada de procesamiento metalúrgico que produce Plata, Oro, cobre, Uranio, y tierras raras ; la mineralización consiste en calcopirita de grano medio, bornita y calcocita, breablenda diseminada de grano fino, oro, plata y minerales de tierras raras que se encuentran en un complejo de brechas hidrotermales magnéticas por debajo de 350 m de la superficie. El mineral se produce en distintas zonas que determinan el acceso y el diseño de la mina. El proyecto fue inaugurado en 1988 por WMC Resources, luego de descubrir el gran depósito en 1975.

La compañía tiene una licencia para explotar

la presa olímpica hasta 2036 y es prorrogable por 50 años más a partir de entonces. (Mining Technology, 2016).

Las reservas probadas en la mina de la Presa Olímpica a junio de 2011 alcanza los 146 Mt calificados a 1.98% Cu, 0.58kg / t U3O8, 0.69g / t Au y 4.01g / t Ag. Las reservas probables se estiman en 406 Mt calificadas a 1.79% Cu, 0.57kg / t U3O8, 0.78g / t Au y 3.19g / t Ag.(Mining Technology, 2016).

36

Los recursos medidos en la mina a junio de 2011 se estiman en 1.408Mt calificados a 1,08% Cu, 0.32kg / t U3O8, 0.34g / t Au y 2.07g / t Ag. Los recursos indicados se ubican en 4,571Mt calificados a 0.88% Cu, 0.28kg / t U3O8, 0.34g / t Au y 1.56g / t Ag. (Mining Technology, 2016).

Los cálculos actuales sugieren mineral Reservas de más de 600 Mt. con un contenido promedio de 1,8% en peso de Cu, 0,5 kg / t ura óxido de aluminio, 3,6 g / t de plata y 0,5 g / t de oro. Sobre esta premisa una producción total de hasta 30 Mt Cu, 930 Kt de U3O8,6,700 t de plata y 1,200 t de oro parece ser posible.(Mining Technology, 2016).

Hoy en día el complejo minero presa olímpica produce anualmente. alrededor de 9 millones toneladas de mineral y recupera aproximadamente 200,000 a nes de cobre refinado, 3.500 toneladas de óxido de uranio, 820,000 onzas de plata a y 90,000 onzas de oro (estado de 2007). (Mining Technology, 2016).

37

3.2 La de brecha tipo pipe de Croxall:

En 2003-2004, Piercey et al. (2004) establecieron las relaciones geológicas y estratigráficas entre el grupo del río Blake y el stock de Clifford y las rocas relacionadas en el municipio de Clifford a través de una combinación de mapeo geológico y análisis de núcleos de perforación. Este trabajo se basa principalmente en el trabajo anterior en el área por Jensen (1975). La siguiente información geológica se ha extraído de los estudios anteriores y las investigaciones posteriores de MacDonald et al. (2005).

El municipio de Clifford está dominado por rocas volcánicas y subvolcánicas del Grupo fluvial Blake, rocas intrusivas félsicas del stock de Clifford y diques asociados, y diques paleoproterozoicos del enjambre de diques de Matachewan . Las rocas volcánicas del grupo del río Blake en el municipio de Clifford están compuestas por una sucesión de rocas volcánicas basálticas de andesita, andesita y félsica que se distribuyen en el exterior de la población de Clifford. Estos se interpretan para registrar 2 ciclos de volcanismo y comprenden cinco unidades volcánicas a volcaniclasticas, y diabasa sinvolcánicas asociadas o intrusiones de gabbro .(MacDonald et al., 2005).

38

Figura 5: Mapa geológico del stock de clifford y el grupo fluvial Blake, Localidad de Clifford. Geología basada en Piercey et al (2004)

39

Figura 6:Columna estratigráfica esquemática para las rocas del grupo fluvial Blake en la localidad de Clifford. (MacDonald et al., 2005)

La unidad volcánica más baja en el municipio de Clifford consiste en un basalto tipo pillow masivo, desde la andesita basáltica a la andesita que es amígdaloidal y plagioclasa con textura porfiritica variable. En conformidad con esta unidad, hay un paquete de tobas andesíticas, tobas de lapilli y brechas de toba. Estas rocas volcánicas son soportadas por matriz y consisten principalmente de toba andesítica gris a gris-negro de grano fino con cantidades variables de lapilli feldespato y fragmentos andesíticos negros. Encima de los volcaniclásticos andesíticos se encuentra la primera de dos unidades volcaniclásticas félsicas 40

que consisten en una brecha de toba félsica soportada por matriz de toba silícea. Estas brechas de toba polilítica contienen restos de andesita, andalita basáltica, dacita y riolita, y son angulares a suberradas y varían en tamaño de 1 a 30 cm. Una segunda unidad de andesita basáltica-andesítica porfídica amigdaloidal y variablemente plagioclasa sobrepasa las brechas de tobas polilíticas. La unidad estratigráfica más alta consiste en una segunda brecha de toba a lapilli toba, muy similar a la brecha de toba subyacente, que consiste en una brecha con soporte de matriz con clastos angulares predominantemente de dacita a riolita. Jensen (1974, 1975) observó que las rocas volcánicas félsicas y las rocas volcaniclastas gruesas se encuentran cerca del stock de Clifford, mientras que la brecha de toba y la toba de lapilli ocurren más lejos del complejo intrusivo. Esto lo llevó a sugerir que el stock de Clifford era el complejo intrusivo subvolcánico de edad equivalente a las rocas volcánicas del Grupo del Río Blake (2701 a 2696 Ma). Sin embargo, una fecha recientemente obtenida para el stock de Clifford (2687 Ma) muestra que este evento intrusivo es más joven (Piercey et al., 2004).

Los flujos y criptodomos felsicos menores ocurren en el municipio de Clifford. Las rocas volcaniclasticas riolíticas son diferentes a la mayoría de las rocas volcaniclásticas félsicas en el municipio de Clifford, ya que están apoyadas por clastos, son monolíticas y consisten en fragmentos de riolita con bandas de flujo poligonalmente unidas. Las rocas intrusivas riolíticas que se entrometen en estas rocas volcánicas félsicas se describen como que tienen márgenes irregulares, de grano fino y de naturaleza sinvolcánica. En la parte oriental del municipio de Clifford, la asociación espacial de roca rioliticas vulcanoclasticas con diques sinvolcánicos riolíticos se ha interpretado como parte de un criptodoma (Ploquin y Piercey, 2005).

41

Las unidades intrusivas máficas en el Municipio de Clifford cruzan todas las unidades estratigráficas del Grupo del Río Blake, pero tienen atributos químicos similares a los de las rocas volcánicas intermedias máficas, lo que sugiere que estas son rocas intrusivas sinvolcánicas relacionadas con las rocas volcánicas andesiticas basálticas superpuestas de Blake Grupo fluvial (MacDonald et al., 2005).

Las intrusiones máficas forman intrusiones parecidas a láminas y similares a diques de, en su mayoría, diabasa a diorita y gabbro localmente. En algunos lugares, las intrusiones similares a diques tienen amígdalas que sugieren emplazamientos en niveles altos, y también admiten un origen sinvolcánico.(MacDonald et al., 2005).

La invasión de todo el grupo del río Blake y las unidades intrusivas máficas es el stock de Clifford. Esta intrusión consiste en una tonalita relativamente equigranular a granodiorita. La intrusión no parece ser polifásica y contiene xenolitos de la roca de la pared circundante en solo unas pocas localidades. Al sureste de la reserva de Clifford, numerosas incursiones de dique a terraplén del este al noreste cortan el grupo del río Blake. Estos diques son de grano fino a mediano, porfiríticos de feldespato variable, rodamientos de pirita localmente, silíceos, dacíticos a riolíticos en su composición y se interpretan como equivalentes al stock de Clifford. Los diques tienen paredes muy rectas en la mayoría de los lugares, lo que sugiere el emplazamiento en material de roca hospedadora solidificada, pero son irregulares en algunas localidades como resultado del emplazamiento en zonas dilatantes o cuando se asocian con brechas geotérmicas.(MacDonald et al., 2005)

Geología y Mineralización de la Brecha de Croxall

42

La brecha de Croxall está ubicada dentro de un bloque de tendencia noreste que se une al norte por la falla Clifford de tendencia este-noreste y al sur por la falla del lago Murdoch Creek-Kennedy que se encuentra en el noreste . La brecha tiene aproximadamente 32 m de diámetro en la superficie y está en contacto agudo con la andesita huésped. Las rocas volcánicas y andesitas y félsicas en este bloque golpean hacia el noreste, son casi verticales, y son invadidas por unidades intrusivas máficas que tienen atributos químicos similares a las rocas volcánicas (Piercey et al., 2004; MacDonald et al., 2005). La culata de Clifford, 1400 m al noroeste, está separada de la brecha de Croxall por la falla de Clifford con tendencia estenoreste.(MacDonald et al., 2005).

La andesita huésped es de grano fino, con fenocristales plagioclasas y amígdulas rellenas de cuarzo en una masa de sericita, cuarzo, clorita, epidota y magnetita menor . Los cristales de plagioclasa tienen una longitud de 1 a 3 mm, son eúhricos a subhedros y comprenden del 20 al 30% de la andesita. Los fenocristales de plagioclasa están alterados por sericita pero son distintos de la masa molida sericitizada . Las amígdulas rellenas de cuarzo, cuando están presentes, tienen un diámetro de 1-2 mm y comprenden menos del 1% de la andesita. A nivel local, la andesita contiene fragmentos andesíticos negros. Cuando están presentes, estos están típicamente rodeados de subangular a subangular, varían de <1 cm a 2 cm de tamaño y comprenden menos del 5% de la roca. Estos se interpretan como fragmentos arrastrados de un flujo anterior, brecha autoclastica o hialoclastito, dado que ocurren dentro de la andesita amigdaloidal. La brecha de Croxall es aproximadamente circular en planta, con un diámetro de aproximadamente 32 m . (MacDonald et al., 2005).

43

Esto sugiere que la tubería se inclinó después del emplazamiento, ya que las tuberías se inclinan de forma poco habitual a más de 15 grados de la vertical (Sillitoe, 1985). La brecha es compatible con clast y tiene una matriz compuesta de cuarzo, calcita y ankerita, con cantidades menores de pirita y calcopirita. En la superficie, la matriz es a menudo vuggy y consta de 95% de cuarzo y 5% de calcita, lo que sugiere que los fluidos hidrotermales fueron los responsables del relleno de las cavidades de la brecha. A 130 m de profundidad, la brecha tiene una matriz que consta de 45% de cuarzo, 45% de minerales carbonatados y 5% de clorita. La andesita constituye> 95% de los clastos observados en la superficie. Los troncos en el núcleo de la brecha de Croxall son angulares a rodeados, mal ordenados, de listones a tabulares y varían en tamaño desde 2 cm a 1,0 m de largo. La ausencia de material del tamaño de una toba en el núcleo, así como la naturaleza angular a subangular de los clastos, sugiere que hubo muy poco "fresado" en la parte central de la brecha. A nivel local, los clastos de andesita brecciados están presentes . Estos forman un componente menor de la tubería de brechas y sugieren que se produjeron múltiples episodios de brechas. Las grietas en los márgenes mineralizados de la brecha están bien alineadas, moderadas a bien ordenadas y varían en tamaño de 2 a 20 cm de largo . La andesita de brecha es muy similar a su contraparte sin brecha. Es de grano fino, con 1 mm a 2 mm, fenocristales de plagioclasa subédrica y amígdulas rellenas de cuarzo en una masa de sericita, pirita, magnetita y cuarzo menor.(MacDonald et al., 2005).

La alteración de Sericita (con menos clorita) es generalizada en la brecha en sí misma, aunque la sílice, la sericita, la clorita, la epidota y la alteración potásica se observan fácilmente en el núcleo de perforación próximo a la tubería de la brecha. Los clastos de andesita brechados son de color marrón pálido y tienen sufrió una cantidad significativa de alteración en comparación con la andesita gris no brechada fuera del tubo de la brecha. En la

44

parte central de la brecha, donde la alteración de la sericita es más intensa, los fenocristales plagioclasas son apenas distinguibles de la masa de sericita en una sección delgada. Sin embargo, los clastos más grandes de andesita (> 25 cm) en la brecha tienen márgenes alterados, que se clasifican en un núcleo relativamente nuevo de andesita. Las brechas "molidas" a lo largo de la periferia de la brecha no parecen haber sufrido el mismo grado de alteración que sus contrapartes en el núcleo de la brecha. Esto implica que los episodios sucesivos de brecha y alteración hidrotérmica disminuyeron antes de la brecha / alteración hidrotérmica de la brecha "molida" a lo largo de los márgenes de la tubería.(MacDonald et al., 2005).

Figura 7: Geología de la brecha de Croxall en la tubería volcánica en la localidad de clifford. Ontario. (Macdonald et al., 2005)

45

Históricamente, la tubería de brecha de Croxall ha dado resultados anómalos de oro, cobre, plata y molibdeno (Gledhill, 1928; Jensen, 1975; Croxall, 1980; Bennett, 1988; Watkins y Melling, 2004). Los programas de exploración pasados y presentes han demostrado que la mineralización se produce dentro y cerca del contacto de la tubería de brecha. La mineralización consiste de 3 a 5 por ciento de sulfuros con áreas localizadas de hasta 10 por ciento de sulfuros. Estos consisten principalmente en pirita y calcopirita con molibdenita y oro menores, que se limitan principalmente a los márgenes "fresados" de la tubería de brecha. Sin embargo, 1-2% de pirita diseminada ocurre fuera de la tubería de brecha dentro de las fracturas que impregnan la andesita huésped. La mayoría de los valores elevados de oro y cobre parecen estar restringidos principalmente al margen de la tubería en sí.(MacDonald et al., 2005).

Los márgenes manchados de óxido de la tubería, en la superficie, contienen pirita finamente diseminada dentro de los fragmentos de brecha (<1%) y pirita asociada a la matriz más gruesa (hasta un 10%). La mineralización del cobre se produce tanto como calcopirita veteada como con ampollas dentro de los márgenes de la brecha , donde a menudo se acompaña de tinción de malaquita. En la sección delgada, la calcopirita se asocia estrechamente con las fracturas y venas rellenas de pirita y se disemina con menos frecuencia . Ni la plata, el oro ni la molibdenita son observables en la superficie; sin embargo, la molibdenita se asocia con veteado de cuarzo gris en el núcleo de perforación y se produce como listones de radiación estrechamente asociados con la mineralización de piritacalcopirita en la sección pulida . Si bien no se observó mineralización de oro y plata en muestras de mano o sección delgada, se cree que los valores obtenidos por los trabajadores anteriores están asociados con la mineralización de pirita-calcopirita (Watkins y Melling, 2004).

46

El contacto de la tubería de la brecha con la andesita huésped es agudo. Un conjunto de fracturas paralelas y regularmente espaciadas irradian hacia afuera desde el contacto de la brecha / host de andesita . Estas fracturas "en láminas" se describen comúnmente en los márgenes de las tuberías de brecha, con bloques de la abertura de la tubería dentro de la brecha (Baker et al., 1986). Esto se puede observar en la tubería Croxall, donde los bloques tabulares cerca del contacto de la brecha han sufrido un pequeño desplazamiento y se derivan evidentemente del margen andesítico. Otras articulaciones y fracturas alrededor del tubo de la brecha que han sido parcialmente mineralizadas por cuarzo, pirita y calcopirita o por sus equivalentes oxidados parecen estar orientadas al azar.(MacDonald et al., 2005).

Formación de la tubería de la brecha.

Los procesos que se consideran relevantes para la formación de características observadas en y alrededor de las tuberías de brechas hidrotermales similares a las brechas de Croxall incluyen: 1) los volátiles se concentran durante la cristalización de una masa fundida y hierven debido al efecto del calor latente debido a la cristalización. La presión resultante puede ser suficiente para fracturar la roca circundante hidráulicamente, dando como resultado un veteado (Burnham, 1979); 2) la liberación de compuestos volátiles a lo largo de las fracturas adyacentes produce un vacío o un depósito rico en líquido con el consiguiente colapso de las rocas del huésped que las recubre y la formación de una columna de brechas (Perry, 1961; Norton y Cathles, 1973, Baker et al., 1986) ;

47

3) las brechas de colapso resultantes tienen clastos de bordes afilados con una forma comúnmente tabular, típicamente tienen soporte de clast, y pueden rellenarse con minerales hidrotermales posteriores (Baker et al., 1986). 4) La brecha "molinera" es el producto de la fluidización, que se produce cuando se pasan fluidos o gases a través de un lecho de partículas. Con el aumento de la velocidad del fluido, las partículas se agitan y se desgastan con el redondeo posterior de los clastos y la producción de una cantidad significativa de matriz de harina de roca (Reynolds, 1954; Baker et al., 1986); 5) El contraste de la competencia entre las rocas hospedadoras y la columna de brecha no citada a menudo resulta en una falla frágil de la roca hospedadora no soportada durante la compactación del material de la brecha. El resultado es una zona de fracturas laminares en la roca huésped y el margen de la tubería desprendida dentro de la brecha (Sillitoe y Sawkins, 1971; Norton y Cathles, 1973; Jacobsen y otros, 1976; Baker y otros, 1986).

Se cree que las brechas intrusivas similares a la tubería de Croxall se mineralizan de una de dos maneras; i) ya sea a través de la incorporación de roca (s) de país mineralizada por algún proceso (o procesos) que ocurrió antes de la formación de brechas (pre-hidrotermal); o ii) de la actividad intrusiva e hidrotérmica que generó las brechas (cohidrotérmica) (Bryner, 1961, Gilmour, 1977).

Otros creen que la mineralización y la brecha rara vez están relacionadas entre sí y que están íntimamente relacionadas y que las tuberías de brecha simplemente proporcionan un marco estructural favorable para la mineralización. A menudo, una mineralización de estilo similar, no asociada con brechas, está presente en otras partes de la región (Perry, 1961; Baker et al., 1986).

48

Geoquímica

Las muestras se recolectaron en parte para obtener una comprensión de los atributos de balance de masa químicos y elementales asociados con la alteración hidrotermal en y alrededor de la brecha de Croxall. La litogeoquímica para la tubería de brecha y las rocas asociadas se presentan en el Apéndice A. Las muestras se recolectaron de afloramiento y el núcleo de perforación de Wallbridge Mining Company Limited y se prepararon y analizaron de acuerdo con los métodos descritos en MacDonald et al. (2005). Los datos de control de calidad y garantía de calidad también se presentan en MacDonald et al. (2005). Los datos geoquímicos para la brecha de Croxall se presentan en las Figuras 5 a 14 y en el Apéndice A. La mayoría de las muestras de andesita recogidas son muestras menos alteradas con Al2O3 / Na2O <10, Na2O entre 2 y 5%, y se encuentran dentro de los campos menos alterados en la gráfica de la caja de alteración y la gráfica de Hughes (Figura 8). Todas las rocas tienen relaciones subalcalinas de Nb / Y (<0.7) y valores de Zr / TiO2 consistentes con sus designaciones de SiO2 (Apéndice A) como andesita (Figura 6A). La mayoría de las muestras tienen relaciones Zr / Y entre 4 y 7 y tienen afinidades de transición entre toleiítico y calcalcalino (Figura 9B).

49

Figura 8: Plots de elementos mayores para rocas asociadas con la tubería de brecha de Croxall en la localidad de clifford, incluyendo A) Na2 versus Al2O3Na20 Plot con designación a las muestras menos alteradas; B) boxplot de alteraciones (Large et al., 2001). con la matriz de la alteración de Hashimoto ({MgO+K2O}/{MgO+K2O+Na2O+CaO}) ploteado contra la matriz de clorita~pirita~carbonato (CCPI: {MgO+Fe2O3T}| {MgO+Fe2O3T+Na2O+CaO}).

50

Figura 9: Plots de elementos mayores para rocas asociadas con la tubería de brecha de Croxall en la localidad de Clifford, C) (100*K2o|K2O+Na2O) Versus (K2O+Na2O) (Hughes, 1973).

51

Figura 10: Diagramas de clasificación geoquímica para rocas asociadas con la tubería de brecha de Croxall. A)Diagrama Nb|Y versus Zr |TiO2 (Pearce 1996). B)Diagrama Y versus Zr/Y (MacLean 1996)

Se han realizado cálculos de balance de masa para cuantificar los atributos químicos de los ensamblajes de alteración hidrotermal en andesitas asociadas con la tubería de brecha utilizando los métodos de MacLean y Kranidiotis (1987), MacLean (1990) y MacLean y Barrett (1993). Esta técnica para calcular cambios de masa en rocas supone que los elementos inmóviles se conservan dentro de unidades alteradas. Los elementos que permanecen 52

inmóviles durante la alteración hidrotérmica se enriquecen de forma residual durante la pérdida de masa neta y se diluyen durante la ganancia de masa neta (MacLean, 1990). En un sistema de precursor único, los gráficos binarios de elementos incompatibles producen tendencias lineales que contienen la composición del precursor y se extienden a través del origen, lo que implica un elemento primario común y la inmovilidad de los elementos (Figura 7). Las muestras que han ganado masa en relación con la roca menos alterada tendrán concentraciones más bajas que las normales de elementos inmóviles, lo que resultará en un cambio de la relación hacia el origen. Las muestras que han perdido masa en comparación con el precursor menos alterado tendrán concentraciones más altas de elementos inmóviles, lo que resultará en un cambio de la relación con respecto al origen (MacLean y Kranidiotis, 1987).

Figura 11: TiO2 versus Zr plot de alteración.

Las gráficas de elementos inmóviles Zr / TiO2 contra Nb / Y después del método de Winchester y Floyd (1977) demuestran que los elementos inmóviles se conservaron y que las muestras se identificaron como andesita huésped, andesita alterada, brecha andesítica y brecha mineralizada "mill" son de origen andesítico. 53

Las ganancias y pérdidas de masa química se calcularon a partir de una composición precursora de 100 wt. % de muestra anhidra, utilizando la inmovilidad establecida de Zr como monitor (Figura 7). La relación de Zr en la muestra precursora a la cantidad de Zr en la muestra alterada se usó para calcular un factor de enriquecimiento. La muestra alterada se recalculó luego a la concentración constante del elemento inmóvil utilizando el factor de enriquecimiento. Este cálculo se calcula para cada elemento (componente) de la muestra usando la siguiente expresión: RC =% componente (muestra alterada) * Factor de enriquecimiento .. (1); donde RC es la composición reconstituida y EF es el factor de enriquecimiento como anteriormente. La masa precursora se resta luego de la masa reconstituida para cada elemento, y luego se calculan las ganancias o pérdidas de masa: Cambio de masa = RC - Composición del precursor .. (2); Dado que la masa inicial de la muestra se toma como 100 unidades, las ganancias y pérdidas de masa son equivalentes a los cambios porcentuales en peso. Por lo tanto, los cambios de masa para cada elemento se dan como la diferencia absoluta con respecto al precursor (Barrett y MacLean, 1994) (Figura 8).

Figura 12: Ilustración de un cambio en masa en los cálculos para una roca alterada. muestra basada en 100 unidades de material precursor. modificado según Maclean y Barret (1993)

54

El precursor menos alterado (EC04-16) fue elegido en base a su apariencia fresca y relativamente inalterada en el campo. Además, tiene valores normales de Na2O (~ 2-5%), bajo LOI, metales y relaciones Al2O3 / Na2O.(MacDonald et al., 2005).

Origen de la brecha de Croxall

La brecha de Croxall y la mineralización asociada probablemente se formaron como resultado de un sistema hidrotermal dinámico que tenía múltiples etapas de brecha y mineralización. La brecha tiene una forma de chimenea de brecha hidrotermal, circular en planta, con un eje vertical proporcionalmente mayor que sus dimensiones horizontales, una característica que es común a las brechas de colapso hidrotérmico que se formaron como resultado de la liberación volátil de una cámara de magma subyacente (Perry, 1961; Sillitoe, 1985; Baker et al., 1986). Además, el contacto entre la brecha y la andesita contiene áreas de fracturas "cubiertas" en la andesita huésped, con grandes bloques de andesita tabulares en la brecha. Estas relaciones se interpretan como el resultado de una falla frágil de la roca huésped no soportada durante la compactación de la brecha posterior al colapso (Sillitoe y Sawkins, 1971; Jacobsen y otros, 1976; Baker y otros, 1986).

En la superficie, la brecha de Croxall es andesítica, con soporte de clast y tiene una matriz predominantemente silícea. En el núcleo de la tubería, los clastos son angulosos a subredondeados, mal ordenados, de listones a tabulares y son típicamente más grandes que los clasts en los márgenes mineralizados de la brecha, donde están bien a sub-redondeados y Moderadamente bien ordenado . La mineralización (hasta un 5%) consiste principalmente de 55

pirita y calcopirita con molibdenita y oro menores, que se limitan principalmente a la matriz de la brecha del "molino" periférico y en las fracturas adyacentes a la tubería de la brecha.(MacDonald et al., 2005).

Estas relaciones sugieren que hubo al menos un episodio de fluidización y mineralización prolongada a lo largo de los márgenes de la brecha, que después de la fecha de la brecha inicial produjo la brecha estéril y angular observada en el núcleo de la tubería de la brecha. Se cree que los fluidos / compuestos volátiles responsables de la fluidización y la mineralización de la periferia se restringieron a los márgenes más débiles y fracturados de la tubería en lugar del núcleo menos permeable de la brecha, ya que los huecos inter-fragmentarios en el núcleo se llenaron con los primeros minerales de la ganga. como el cuarzo (bushnell, 1988).

Baker et al. (1986) sugieren que la mineralización en las tuberías de brecha rara vez es sincrónica y está directamente relacionada con la brecha y que, normalmente, las tuberías de brecha simplemente proporcionan un marco estructural favorable para la mineralización. De hecho, la mineralización similar de pirita, calcopirita y molibdenita observada en el núcleo de perforación de Wallbridge y en todo el área del lago Verna rara vez se asocia con brechas, lo que implica que la brecha y la mineralización no fueron sincrónicas.(MacDonald et al., 2005).

La forma, los contactos con las rocas hospedadoras, la alteración hidrotérmica, la distribución de texturas y la mineralización sugieren que la brecha de Croxall es el producto del colapso y la subsiguiente fluidización y mineralización.(MacDonald et al., 2005).

56

3.3 Mineralización estilo pórfido en el municipio de Clifford

Los sistemas de pórfido Cu-Mo-Au son muy comunes en los orógenos mesozoicos de todo el mundo (Titley y Beane, 1981), pero existen pocos ejemplos en rocas más antiguas, y son particularmente raros en los cinturones de piedra verde de los Arcos. Sin embargo, existen algunos sistemas pequeños de pórfido CuMo-Au dentro de las rocas Arqueanas de la Provincia Superior (e.g. Sturgeon Lake Galley et al., 2000; Noranda - Goldie, 1976; Galera y van Breemen, 2002; Tashereau-Launay plutons JØbrak y Doucet, 2002). Los resultados de este proyecto ilustran que las rocas del grupo del río Blake en Ontario tienen conjuntos de minerales, asociaciones de metales y mineralogía / geoquímica de alteración típica de los sistemas de pórfido de abanicozoico Cu-Mo-Au (Sutherland Brown, 1976; Panteleyev, 1995) y mayo proporcionar algunas de las mejores pruebas de la mineralización de pórfido de CuMo-Au en arquea, aunque en una escala menor .

La mineralización de Cu-Mo-Au en el área del lago Verna está asociada espacialmente con diques porfídicos de feldespato de dacita a riolita e intrusiones en forma de umbral de composición calcalcalina (MacDonald et al., 2005), que invaden formaciones volcánicas que son químicamente similares a las calcas. - Rocas alcalinas en ambientes de subducción modernos (Ayer et al., 2002). Del mismo modo, la mineralización de pórfido de azerozoico Cu-Mo-Au a menudo está asociada espacialmente con las existencias porfídicas, batolitos y

57

enjambres de diáconos de diorita de cuarzo alcalino-alcalino a la composición de granodiorita, que se colocan en la configuración de arco volcán-plutónico (Sutherland Brown, 1976; Panteleyev, 1995 ).

Las rocas de la pared regional en el área del lago Verna tienen una red orientada al azar de vetas de cuarzo, epidota, feldespato, hematita y calcita (+ / sericita) de escala milimétrica a centímetro (MacDonald et al., 2005). En el núcleo de perforación, la mineralización y la alteración están asociadas con una red de vetas orientadas al azar que muestra una paragénesis compleja que parece ser desde la más antigua hasta la más joven: 1) epidota, clorita y sericita; 2) cuarcpirita; 3) cuarzo gris oscuro-pirita-calcopirita-molibdeno (¿y oro?); y 4) hematitecalcita +/- K-feldespato +/- magnetita. Esta paragénesis no siempre está presente y algunos eventos parecen estar sincronizados y se superponen en algunos barrenos (MacDonald et al., 2005). Estos conjuntos de alteraciones están muy extendidos en toda el área del lago Verna y parecen ser análogos a los ensamblajes de alteración potásicos (Kfeldespato de cuarzo +/- magnetita), fílicos (cuarzo-sericita-pirita) y propilíticos (cloritaepidota-calcita +/- hematita) típicos de los sistemas de cobre pórfido (Beane y Titley, 1981) . Al igual que en los ambientes de pórfido Cu-Mo-Au, la mineralización que consiste en pirita, calcopirita, molibdenita y oro se asocia con veteado, fracturas, diseminaciones y brechas hidrotermales en todo el área del Lago Verna (Sutherland Brown, 1976; Panteleyev, 1995). La mineralización de grado superior en la tubería de brecha de Croxall se restringe principalmente a la brecha "molinera" alterada hidrotérmicamente, donde la mineralización se produce en la matriz, y en la andesita huésped fracturada adyacente a la tubería de brecha. Los cálculos de balance de masa demuestran claramente que el aumento de la mineralización de Cu (+/- Mo, Au) en la brecha "molinera" de Croxall coincide con el aumento de la alteración fásica y posásica (Figura 16). Esto no es diferente de las configuraciones de

58

pórfido Cu-Mo-Au donde la mineralización de alto grado generalmente coincide con una alteración fílica intensa y está contenida en un stockwork de cuarzo intenso o en la matriz de brechas (Sutherland Brown, 1976; Panteleyev, 1995).

En conjunto, el entorno geológico, las rocas huésped, las asociaciones de metales, la distribución y las características de la alteración y la mineralización en el área del lago Verna sugieren que la mineralización del área es análoga a la mineralización de pórfido Cu-Mo-Au asociada con los ambientes de subducción de Phanerozoic, pero a un nivel mucho menor escala.

Potencial de exploración del área del lago Verna

Dada la naturaleza de las ocurrencias de minerales cerca del lago Verna, los esfuerzos de exploración futuros en el área deben centrarse en identificar y definir la extensión de las características que contienen características de estilo de pórfido en un esfuerzo por localizar mineralización de grado mineral.

Además de la tubería Croxall, varias otras brechas ocurren en el área del Lago Verna (Melling y Watkins, 2004; MacDonald et al., 2005). Considerando que las brechas hidrotermales pueden ocurrir individualmente o en grupos muy separados (Gilmour, 1977; Sillitoe, 1985), la verdadera naturaleza de las brechas en el área del Lago Verna debe ser determinada. Si algunas de estas brechas presentan características similares a las de la tubería Croxall (es decir, la forma, las texturas internas, la alteración, la mineralización, etc.), la mineralización probablemente se localice en áreas de mayor porosidad inicial. En la sección superior de las tuberías de brecha hidrotermal, es probable que las áreas de alta porosidad

59

sean la zona de rotura y colapso inmediatamente por encima de la columna de brecha principal. La zona de fracturas laminares que rodean la tubería también es un sitio posible para la deposición de mineral (Sillitoe y Sawkins, 1971; Baker et al., 1986).

Otras áreas que pueden ser favorables para la deposición de mineral incluyen la zona de intersección de las estructuras de brecha pre- o syn, tales como fallas o diques con el margen de la tubería y la mineralización del stockwork de la pre-brecha, que puede estar presente en la sección inferior de la tubería ( Figura 17) (Baker et al., 1986). La parte inferior de la brecha de Croxall debe someterse a pruebas para este tipo de mineralización, ya que la mineralización y la alteración del stockwork se intersecaron en el núcleo de perforación cercano.

Figura 13: Controles en la mineralización tipo pórfido dentro de una brecha hidrotermal similar a la brecha de Croxall. (MacDonald et al., 2005).

60

Potencial de Exploración Regional

También es notable que el grupo del río Blake en otras partes de Quebec y Ontario alberga varias intrusiones félsicas (por ejemplo, Clarice Lake, Lac Dufault) que son similares en edad y composición a la población de Clifford (PØloquin y Piercey, 2005; MacDonald et al., 2005 ), y después de la fecha volcanismo del grupo del río Blake (Corfu y Noble, 1992; Mortensen, 1993).

Teniendo en cuenta que estas intrusiones de alto nivel se producen en el mismo entorno geológico que el stock de Clifford, también tienen el potencial de estar asociadas con la mineralización de tipo pórfido (Figura 14).

61

Figura 14: Distribución regional del grupo Blake River.(MacDonald et al., 2005).

62

Estas últimas intrusiones de alto nivel y los diques asociados de la composición calcalcalina (MacDonald et al., 2005; PØloquin y Piercey, 2005) deben considerarse prospectivas para la mineralización de Cu-Mo-Au tipo pórfido, especialmente si parecen ser relacionado con: alteración hidrotermal (particularmente sericita-cuarzo y / o K-feldespato-biotita); ganancias elementales de K, Mn, Cs y Rb junto con pérdidas de Na, Sr, Cr y Zn; mineralización de sulfuros diseminada o similar a la acción de la red (particularmente pirita +/- cuarzo y / o cuarzo-piritaalcalopirita-molibdeno +/- oro); brecha hidrotermal; y los casos de cobre, oro o molibdeno. Ya sea que estas características se superpongan o ocurran individualmente, todas tienen el potencial de servir como vectores para la mineralización de tipo pórfido en las rocas volcánicas del Grupo del Río Blake.(MacDonald et al., 2005).

Conclusiones de la brecha de croxall.

La tubería de brecha de Croxall es una brecha de colapso hidrotermal mineralizado que está asociada espacialmente con características fácilmente observadas en los sistemas de pórfido de abanicozoico Cu-Mo-Au. Ocurre en rocas metavolcanicas intermedias arqueanas, que han sido introducidas por una tonalita equigranular a la reserva de granodiorita de afinidad calcalcalina y sus diques asociados. Si bien existen varias perspectivas de mineralización de cobre y oro en toda el área del lago Verna, se han obtenido valores significativamente más altos de estos metales a partir de la brecha de Croxall. Los programas de exploración pasados y presentes demuestran claramente que la mineralización de oro y cobre de mayor tenor ocurre principalmente dentro y cerca del contacto de la tubería de la brecha .(MacDonald et al., 2005).

63

El área del lago Verna se debe considerar prospectiva para la mineralización Cu-MoAu de tipo pórfido basada en la presencia de las siguientes características:

1. La brecha y la mineralización están estrechamente asociadas con los diques porfiríticos de feldespato que se interpretan como relacionados con el stock de Clifford, una intrusión tardía calcalcalina colocada en rocas volcánicas calcalcalinas a transicionales, que son químicamente similares a las rocas en los ambientes de subducción modernos.(MacDonald et al., 2005).

2. Alteración generalizada análoga a los ensamblajes potásicos, fílicos y propilíticos típicos de la mineralización de tipo pórfido.(MacDonald et al., 2005).

3. Stockworks, vetillas, fracturas y diseminaciones hidrotérmicamente alteradas y / o mineralizadas (predominantemente pirita) en áreas amplias.(MacDonald et al., 2005).

4. La alteración hidrotérmica intensa y la mineralización de mayor grado coinciden con la brecha hidrotérmica.(MacDonald et al., 2005).

5. Mineralización consistente en pirita, calcopirita, molibdenita y oro.(MacDonald et al., 2005).

Los futuros esfuerzos de exploración para la mineralización tipo pórfido en el área del lago Verna deben centrarse en caracterizar otras brechas mineralizadas, algunas de las cuales pueden exhibir características similares a la tubería Croxall. Además, la parte inferior de la tubería de brecha de Croxall debe someterse a pruebas de mineralización concentrada, ya que

64

esto se observa a menudo en las tuberías de brechas hidrotermales relacionadas con depósitos de tipo pórfido (Figura 13) (Baker et al., 1986).

Además, las intrusiones tardías de alto nivel y los diques asociados de la composición calcoalcalina en todo el Grupo del Río Blake deben considerarse prospectivas para la mineralización Cu-Mo-Au de tipo pórfido, especialmente si están estrechamente relacionadas con la alteración hidrotermal (particularmente sericita-cuarzo y / o K-feldespato-biotita) y / o brechas hidrotermales y mineralización de sulfuros diseminada o similar a stockwork (particularmente pirita +/- cuarzo y / o cuarzo-pirita-calcopirita-molibdeno +/- oro). (Chaloux et al., 2005)

3.4 Características metalogenéticas de los depósitos de tipo pórfido cuprífero en México:

Los sistemas de tipo pórfido cuprífero representan la principal fuente de cobre y molibdeno conocida, con varios casos notables que superan los 1000 Mt de mineral con tenores de cobre arriba de 0.5% (Richards, 2003).

De acuerdo con las numerosas ocurrencias de mineralización de este tipo en el mundo , parece claro que los sistemas de pórfido cuprífero están relacionados con regiones caracterizadas por la presencia de abundante magmatismo calco-alcalino asociado a márgenes de subducción de tipo andino . Además, se ha observado que existe una estrecha relación entre la mineralización y la presencia de fases plutónicas tardías de textura porfídica, que fueron emplazados en niveles sub-volcánicos de la corteza durante el enfriamiento de cuerpos graníticos mayores . El origen de los metales asociados es aún incierto, aunque se considera

65

que la mayor parte del cobre fue aportado por el manto astenosférico atrapado por encima de la zona de subducción (e.g., Sillitoe, 1972; Ruiz y Mathur, 1999).

Figura 15. Distribución de las principales zonas con mineralización de pórfido cuprífero en el mundo (Adaptado de Sillitoe, 1972 y Singer et al.)

Los pórfidos cupríferos presentan características metálicas y litológicas muy variadas, y en general, cada caso presenta su propia complejidad. Sin embargo, con el propósito de idealizar su anatomía, Lowell y Guilbert (1970) propusieron un modelo relativamente sencillo caracterizado por un zoneamiento lateral y vertical de la mineralización y de la alteración, el cual está centrado en un intrusivo generalmente de textura porfídica (Figura 3). De acuerdo con la definición textual de dichos autores, los pórfidos cupríferos son “depósitos de sulfuros de cobre y molibdeno consistentes en mineralización diseminada y en vetillas tipo stockwork, la cual fue emplazada en varios tipos de roca encajonante alteradas por soluciones hidrotermales en patrones zonados regularmente concéntricos”. La concepción del modelo de Lowell y Guilbert se basó en un estudio realizado en el depósito de San Manuel-Kalamazoo, en Arizona, el cual fue probado y refinado con información compilada a partir de un importante número de depósitos de cobre y molibdeno reconocidos en Norte y Sur América. Luego, Sillitoe (1973) argumentó que los pórfidos mineralizantes 66

son plutones félsicos que se emplazan a 1.5-3 km de profundidad, y cuya influencia varía hacia arriba y hacia abajo. Hacia arriba, la actividad hidrotermal alcanza la columna de rocas volcánicas comagmáticas, localmente formando depósitos epitermales, cuya conexión con los sistemas de pórfido cuprífero está cada vez más sustentada por argumentos geológicos y geoquímicos (e.g., Sillitoe, 1993; Hedenquist et al., 1998; Heinrich et al., 1999; Sillitoe y Hedenquist, 2003, Camprubí y Albinson, este volumen)

Hacia abajo, el plutón porfídico pasa por una zona de stockwork y alteración potásica en un plutón fanerítico, que a más profundidad se convierte en un plutón de mayores dimensiones y composición similar, pero sin alteración, totalizando una extensión vertical para el sistema de hasta 8 km. Debido a que los pórfidos cupríferos son sistemas ortomagmáticos (Hedenquist y Lowenstern, 1994), es de esperarse que la edad de la mineralización no sea muy distinta a la de los plutones productores. De hecho, se sabe que la diferencia entre las edades de cristalización del plutón principal y las de los pórfidos asociados con la mineralización es generalmente menor que 5.0 Ma, y la diferencia entre el pórfido productivo y la mineralización puede ser menor que 1.0 Ma (Ruiz y Mathur, 1999; Zürcher, 2002). En general, la longevidad y dinamismo de la actividad hidrotermal, así como la presencia de condiciones físicoquímicas favorables en la relación fluido-roca, son factores importantes para definir las características económicas de los yacimientos (e.g., Clark, 1993). Aunado a esto, la repetición y superposición de los eventos mineralizantes en un sistema dan lugar a un enriquecimiento progresivo del depósito, y en particular de las concentraciones de cobre (Gustafson et. al., 2001). Como se puede observar en la Figura 1, los pórfidos cupríferos no son exclusivos de alguna región de la Tierra en particular, aunque está claro que las grandes acumulaciones metálicas asociadas con los mismos tienen una estrecha relación con regiones tectónicas que involucran un

67

espesor importante de corteza en el proceso magmático. Al parecer, las condiciones para la formación de este tipo de mineralización fueron ideales en las cordilleras occidentales de Norte y Sur América (Figura 4), las cuales constituyen las zonas cupríferas más ricas de América, y con mucho, las más importantes del mundo. Las épocas metalogenéticas más productivas en estas regiones ocurrieron durante la última parte del Mesozoico y el Cenozoico, como se muestra en la Figura 5. En la Cordillera oeste de NorteAmérica los pórfidos tienen edades mayormente entre ~88-25 Ma, formando una especie de “campana de gauss”, con la mayor acumulación de cobre a los ~56 Ma. Por el contrario, los depósitos sudamericanos son relativamente más jóvenes, exhibiendo dos pulsos importantes entre ~64 y 31 Ma y entre 20 y 5 Ma, con los ejemplares más espectaculares emplazados al final de ambos pulsos. (Richards, 2003).

Figura

16.

Modelo

tectónico esquemático de una zona de subducción en un margen de tipo andino

mostrando

la

evolución del magma, desde su origen inicial en la cuña de manto astenosférico, hasta el ambiente

volcánico

y

sub-volcánico involucrado

en

generación emplazamiento

la y

de

los

pórfidos de cobre.

68

3.5. ASPECTOS GEOLÓGICOS MINEROS

Los depósitos de brecha en arcos vulcano plutónicos tienen diferentes características que se relacionan con los procesos que les dieron origen, como veremos en la figura 17. las dimensiones del deposito, distribucion de la mineralización , la metalogenia de la misma y los tenores que posea varían de una proceso al otro.

Los fluidos responsables por la fragmentación de la roca y los de la subsecuente mineralización tienden, en muchos casos, a ser parte de el mismo pulso extensivo. como se ejemplifica por las brechas magmatico-hidrotermales en conductos relacionados con intrusiones y sistemas cupríferos de tipo pórfido y por las brechas freáticas en depósitos epitermales de metales preciosos.(Sillitoe, 1985). La conexión es más tenue para algunos diatremas freatomagmáticas y magmáticos, aun así en la mayoría de los casos es razonable concluir que los procesos de mineralización estuvieron ligados en espacio y tiempo a la brechitización. Todas las brechas, especialmente en sus contactos con la roca caja y sin importar su origen o geometría, proveen un conducto de baja presión para los fluidos hidrotermales. es por esta razón que las brechas suelen llevar menas asociadas, comúnmente de un grado anormalmente alto. (Sillitoe, 1985).

69

Figura 17: Características generalizadas de los depósitos relacionados con brechas en arcos vulcano plutónicos.(Sillitoe, 1985).

70

3.6. ESTRUCTURA DE LA INDUSTRIA

Como ejemplo para exponer la estructura de la industria minera en depósitos de arco vulcano plutónico relacionado a brechas utilizaremos la mina de cobre-uranio de Olympic Dam, la mina más grande del mundo con una producción anual de 70Mt.

El alcance actual y las demandas logísticas de la mina se incrementarán en unos pocos órdenes de magnitud una vez que la expansión esté en pleno apogeo. La mina se transformará gradualmente de una operación subterránea a tajo abierto.(Mining Technology, 2016).

Tres ejes verticales y un declive acceden a la fuente, que se trabaja mediante una variación de parada de subnivel abierto. Cada pendiente puede contener 300,000t de mineral. Los accionamientos de perforación se conducen en la línea central de la rampa y los pozos de perforación en anillos verticales. Estos están cargados con ANFO y detonados con detonadores

de

tubos

de

choque.

(Mining

Technology,

2016).

La flota de perforación comprende las plataformas de producción Atlas Copco y Tamrock, y el desarrollo se lleva a cabo utilizando dos jumbos Tamrock (ahora Sandvik). Atlas Copco ha suministrado dos equipos de perforación de producción modificados Simba H4356S. (Mining Technology, 2016).

Los topes se rellenan con agregados cementados de mullock triturado (roca de desecho), relaves de molinos desechados, cemento y ceniza de combustible pulverizada (PFA). La automatización ha hecho mucho para reducir los costos de producción en Olympic Dam. Las innovaciones incluyen el sistema automatizado de transporte subterráneo y el cargador 71

"inteligente", un transportista de mineral subterráneo para la toma de decisiones impulsado por la robótica. (Mining Technology, 2016).

Las instalaciones de procesamiento consisten en un concentrador de cobre, una planta hidrometalúrgica, una fundición de cobre, una planta de ácido sulfúrico y refinerías de cobre y oro / plata. Las expansiones recientes incluyeron un molino autógeno Svedala, adiciones a las secciones de flotación, dos espesantes de decantación a contracorriente, un horno eléctrico de limpieza de escorias, una nueva planta de limpieza de gases con horno de ánodo y celdas de electro depuración adicionales.(Mining Technology, 2016).

El cobre se recupera principalmente mediante la flotación de sulfuro de cobre de la mezcla antes de fundir el cobre y electro refinarlo a cobre de alta pureza. Los desechos generados durante el electro-refinamiento son tratados para recuperar oro y plata. Después del tratamiento por flotación, el mineral finamente triturado se lixivia con ácido sulfúrico para disolver el uranio y el cobre restante. El licor de lixiviación se procesa en la planta de extracción de solventes para separar las corrientes de cobre y uranio residuales. El cobre se recupera por extracción electrónica y el uranio se convierte en torta amarilla y óxido de uranio

calcinado.(Mining

Technology,

2016).

La instalación de dos columnas de pulso incrementó la recuperación de uranio de la solución del 90% a aproximadamente el 97%. Estas columnas utilizan un pulso de aire para mezclar las soluciones ácidas y orgánicas, proporcionando un mejor contacto para la reacción química involucrada en la transferencia del uranio de una a otra.(Mining Technology, 2016).

72

Las láminas de cátodo de cobre se transportan por camión dentro de Australia y al puerto de Adelaide para la exportación. Todo el óxido de uranio producido en la presa olímpica se exporta. La planta de oro entró en pleno funcionamiento en el 2000. (Mining Technology, 2016).

El depósito de olympic dam es un claro ejemplo de lo muy avanzada que es la tecnología de extracción y enriquecimiento en la industria minera de la actualidad, de plantearse una explotación similar en colombia se debe considerar la necesidad de una inversión extranjera ya que los recursos del país no son suficientes para que se pueda competir en la industria con países como Australia y Chile en metales como el oro y el cobre.

4. SITUACIÓN NACIONAL

Desde el punto de vista metalogénico, Colombia posee una posición privilegiada en Latinoamérica porque participa de dos ambientes geológicos muy promisorios, que son de reconocida importancia en el mundo: El Escudo de Guayana, que comprende la Región de la Orinoquía-Amazonía colombiana y el Cinturón Circumpacífico, en donde Colombia al igual que Ecuador, Perú, Bolivia, Chile y Argentina, países con un buen desarrollo minero, tienen en común el Sistema Andino que se extiende desde Chile hasta Alaska. Ambos Dominios presentan ambientes geológicos diferentes, pero con una alta probabilidad de éxito para el descubrimiento de nuevos yacimientos minerales.(INGEOMINAS, 2003)

Consecuente con lo anterior, el potencial aurífero colombiano está íntimamente ligado al conocimiento de los terrenos geológicos que constituyen el territorio nacional, los cuales han

73

evolucionado de oriente a occidente, a lo largo del tiempo geológico, con variadas posibilidades metalogénicas que van desde el Precámbrico hasta el Cenozoico, aún inexploradas y que son favorables para la ubicación de diferentes tipos de depósitos auríferos.(INGEOMINAS, 2003)

En Colombia, las épocas metalogénicas aún no han sido definidas con exactitud y menos en relación con la formación de los depósitos auríferos epigenéticos. Sin embargo, con base en el conocimiento del ambiente geológico, la existencia de varios distritos auríferos y la definición de los terrenos geológicos y su potencial, por analogía con las épocas metalogénicas auríferas que se conocen en el mundo, es posible dilucidar en Colombia al menos cinco épocas metalogénicas de importancia, los cuales se encuentran en estrecha relación con los diferentes tipos de mineralizaciones auríferas que se conocen en el país.(INGEOMINAS, 2003)

La historia geológica de la Tierra ha sido marcada por un número de épocas de mineralización aurífera epigenética, las cuales también han dejado su huella en el territorio colombiano, durante el Proterozoico, el Triásico-Jurásico, el Cretáceo, el Paleógeno y el Neógeno. La historia orogénica de estas épocas metalogénicas ha sido compleja, encontrándose que el evento del Proterozoico está relacionado con rocas del Escudo Guayanés, las cuales afloran en la Orinoquía-Amazonia. Los eventos del Mesozoico (Triásico-Jurásico y Cretáceo) y del Cenozoico (Paleógeno y Neógeno), se encuentran estrechamente asociados al Sistema Andino, afectando indistintamente a las tres cordilleras, y cuya superposición espacial, realza el potencial aurífero de este dominio del territorio colombiano.(INGEOMINAS, 2003)

74

Con base en las interpretaciones metalogénicas planteadas anteriormente y en los resultados de algunos estudios cooperativos realizados en la década de los ochenta, se pueden plantear los siguientes tipos de mineralizaciones auríferas en el territorio colombiano: depósitos epitermales de metales preciosos de alta y baja sulfurización (filoniano y diseminados), pórfidos cupríferos con oro, sulfuros masivos con oro, skarn auríferos, depósitos auríferos tipo brecha (pipe), depósitos diseminados en rocas sedimentarias, metaconglomerados auríferos y placeres recientes. (INGEOMINAS, 2003)

La prospección y exploración de los yacimientos auríferos en Colombia, se encuentra aún en una etapa incipiente, debido en gran medida al desconocimiento del ambiente geológico y de sus posibilidades metalogénicas, así como también a la falta de programas de exploración sistemáticos. (INGEOMINAS, 2003)

4.1. Pórfido Cuprífero cerca de Mocoa En 1984 Sillitoe y compañeros de campo descubrieron un importante yacimiento de pórfido de cobre rico en molibdeno en unos terrenos de altas precipitaciones en unos bosques al suroeste de Colombia , cerca a la ciudad de Mocoa, una región que hasta el momento se desconocia su potencial mineral. Al inicio siguieron la localización de sedimentos de arroyo y detectaron anomalías de metal base; los resultados geoquímicos y geológicos definieron un pórfido oculto de cobre y molibdeno. Un alto grado de mineralización fue descubierto con la primera perforación cilíndrica realizada, la cual se comprobó que se había realizado en la parte de arriba del centro del depósito. Fue estimado más de 210 millones de toneladas de depósitos hipogeos con un equivalente de poco más de 1 por ciento de cobre. (Sillitoe et al, 1984).

75

El depósito está emplazado en rocas, ambas congénitas, volcánicas y andesíticas emplazadas durante el periodo tardío del jurásico medio, es una reserva parcialmente cubierta de dacitabiotita. Un batolito de composición intermedia a unos 1,7 km del depósito fue emplazado hace alrededor de 30 a 40 M.a más temprano lo que hizo que este depósito se exhumara en dirección noreste durante el cenozoico tardío en una zona de falla inversa de gran ángulo de carácter regional que yuxtapone neises precámbricos con sedimentos de lecho rojo del terciario medio. La muestra contiene calcopirita, molibdenita y trazas locales de bornita. Estos son presentes como constituyentes de ambos, feldespato potásico, clorita, alteración de pirita, especialmente en rocas volcánicas andesitas al sur de la parte del depósito y sobre impresa alteración de cuarzo- sericita pirita. El cuerpo mineralizado está en gran parte cubierto por básicamente cuarzo, sericita, pirita hasta varios cientos de metros de espesor. El mineral de cobre-molibdeno de alto grado es alojado por múltiples brechas hidrotermales, que se concentran tanto en K-silicato como en la alteración sericítica a lo largo del techo en el sur y el flanco suroeste de la reserva. Un ensamblaje de alteración temprano, parcialmente conservado de K-feldespato flogopita-actinolita-magnetita constituye un núcleo central de bajo grado para el depósito el cual se encuentra a profundidades superiores a 400 m. Una zona poco conocida de skarn de esfalerita-hedenbergita-granate que se desarrolló en las calizas del Triásico Tardío se atribuye tentativamente a los efectos del batolito cercano más que al halo externo del sistema de pórfido. Si bien el sistema de pórfido de Mocoa está cubierto por una zona de lixiviación parcial de hasta 260 m de espesor, A finales del cenozoico sufrió una erosión rápida que impidió la generación de una zona importante de enriquecimiento de calcocita supergena. La alta precipitación causo la remoción casi completa de la abundante anhidrita hipogea y yeso supergeno a profundidades de al menos de 900 m. (Sillitoe et al, 1984).

76

El depósito de Mocoa se encuentra a solo 1,7 km al noreste del batolito de Mocoa, un cuerpo compuesto con unas dimensiones de superficie de aproximadamente 40 X 10 km. En el área de la Figura 6, comprende facies granodioríticas y adamelíticas fácilmente distinguibles. La granodiorita es de grano medio y se caracteriza por hornblenda y biotita, mientras que el de adamelita es de grano grueso y solo contiene biotita. Ambas facies son localmente piríticas y se transectan por vetas de cuarzo estrechas (comúnmente <10 cm), que llevan pirita, calcopirita y molibdenita, y se sometieron a fallas posmineral. Sobre la base de su restricción a la adamelita y la granodiorita, esta mineralización menor se considera parte integral del emplazamiento de batolitos en lugar de un efecto marginal del sistema de pórfido de Mocoa. (Sillitoe et al, 1984).

Este sistema de pórfido está espacial, temporal y genéticamente relacionado con un stock parcialmente sin cobertura de pórfido de dacita, que en afloramiento es marcadamente excéntrico con respecto a la geometría de la alteración. El material tiene una forma aproximadamente de lágrima en la superficie; su parte ovalada al norte ocupa un área de 1,200 X 400 M.a es alargada en dirección noreste, mientras que la parte sur tiene forma de dique tiende generalmente hacia el norte y tiene hasta 600 m de largo pero solo 200 m de ancho Muchos cuerpos de pórfido dacita más pequeños, principalmente de forma similar a los diques, pero que también incluían un umbral o capa subsuperficial de 75 m de espesor , se mapearon en la superficie y en el núcleo de perforación, pero debido a las limitaciones de escala, algunos están marcados en la Figura 6; Son considerados como apófisis del stock principal. (Sillitoe et al, 1984).

77

Figura 18: Geología simplificada del depósito (Sillitoe et al., 1984)

78

En el pórfido de dacita, los fenocristales de cuarzo y plagioclasa alcanzan un tamaño de 6 y 8 mm, respectivamente, mientras que las biotitas no superan los 3 mm. Localmente, en zonas de alteración del

K-silicato, megacristales Poikilíticos de K-feldespato distribuidos

irregularmente, de hasta 2 cm de largo, están presentes en el pórfido dacita y se atribuyen tentativamente a la actividad magmática tardía. En las partes alteradas con K-silicato, se sospecha una fase de pórfido de dacita intramineral petrograficamente similar sobre la base del espaciamiento más amplio de las venas hidrotermales de K-feldespato. Al menos dos fases estrechamente relacionadas de pórfido de dacita mineral tardío débilmente alterado y mineralizado ocurren como cuerpos irregulares, de hasta 40 m de grosor en las intersecciones de perforación, dentro de las partes más profundas del stock y en la superficie como un cuerpo semejante a un dique de 800 m de longitud. Estas intrusiones de minerales tardíos claramente pasaron posterior a la brecha hidrotermal en Mocoa. (Sillitoe et al, 1984).

79

Figura 19: Marco temporal provisional para la intrusión, brecha, alteración y mineralización, depósito de cobre-molibdeno de pórfido de Mocoa, Colombia. El grosor de las líneas refleja aproximadamente la importancia del evento. La introducción de Pyrite abarca la secuencia de tiempo completa, excepto los eventos intrusivos más antiguos y más recientes.

80

Figura 20: Losas pulidas preparadas a partir de un núcleo de perforación dividido para mostrar las características de los pórfidos de dacita y las brechas hidrotermales.Recubrimiento de vetas de cuarzo pobres en sulfuro con orificios de feldespato K en pórfido de dacita. DDH M 28, 313 m. B. Brecha hidrotermal cementada con pirita de cuarzo que contiene prebrechia cuarzo-molibdenita restringida a un solo fragmento (f) y cortada por venas de cuarzo-pirita postbrechia. DDH M-25, 678 m. C. Brecha hidrotermal sericitizada cementada con pirita y calcopirita y que contiene un fragmento de toba andesítica rica en K-feldespato (f) cortada por venas de prebrechia de cuarzomolibdenita. DDH M-25, 830 m. D. Brecha hidrotermal cuadrada cuadrada de sericitización que contiene flogopita-calcopirita, fragmento de andesita en estado de almacenamiento (f). DDH M-25, 563 m. E. Brecha hidrotermal cementada con pirita de cuarzo, con muchas fracturas de línea de cabello restringidas por fragmentos, transectada por pórfido de dacita mineral tardío (p). DDH M-28, 419 m. F. Pórfido de dacita mineral tardío con vesículas de calcopirita-pirita que llenan parcialmente las vesículas. Los fenocristales oscuros (b) consisten en biotita clorada. Note la ausencia de fracturamiento. DDH M-27, 370 m. DDH = taladro de diamante.

81

Eventos Pre-Minerales:

En el área de mocoa, un basamento precámbrico, el cual sufrió un alto grado de metamorfismo, evento sucedido hace alrededor de 1.200 Ma, fue probablemente superpuesta de manera inconforme en el triasico tardio por una secuencia de shale y limolita depositada en un medio ambiente de plataforma marina (e.g, geyer. 1973). Las secuencias sedimentarias del paleozoico probablemente una vez superpusieron de manera inconforme el basamento precambrico ( Stibane, 1968) pero fueron erodados en el área de Mocoa. Las condiciones marinas poco profundas dieron paso al volcanismo calcoalcalino y al emplazamiento asociado de batolitos y stocks durante el resto del Triásico Tardío hasta el Jurásico Medio. (Sillitoe et al, 1984).

El vulcanismo en las cercanías de Mocoa estaba dominado por la actividad piroclástica subaérea, posiblemente de uno o más volcanes de ventilación central, aunque se cree que existía un medio fluvial periódicamente activo , especialmente durante la deposición de la unidad basal de brecha volcanoclásticas. (Sillitoe et al, 1984).

Las primeras intrusiones reconocidas, de la última era triásica, son facies del batolito epizonal de Mocoa. En el área de Mocoa, el batolito generó una pequeña mineralización de la vena de cobre- molibdeno y, en sus rocas de piedra caliza, se cree que dio origen a una zona de skarn con zinc. De acuerdo con las conclusiones a las que llegó Einaudi (1982), el predominio de la esfalerita sobre la calcopirita, la presencia de hedenbergita de grano grueso en lugar del diópsido de grano fino, y la escasez de fracturas de material de trabajo en el skarn de Mocoa, así como su ubicación 800 a 900 m desde el borde de la las existencias de pórfido, todas apoyan el batolito en lugar de la reserva como la causa de la mineralización. Un número de

82

poblaciones y diques, predominantemente de pórfido dacita, se emplazaron al noreste del batolito, algunos de ellos en la pila volcánica. Se cree que estas intrusiones menores son tardías desde la edad temprana hasta la edad media del Jurásico. Aunque la mayoría de estas reservas y diques sufrieron sólo alteración propilítica y pirita, uno de ellos dio lugar a un importante sistema hidrotermal, dentro del cual se generó el depósito de cobre-molibdeno pórfido de Mocoa. (Sillitoe et al, 1984).

Desarrollo de cobre porfídico.

El depósito de cobre-molibdeno pórfido de Mocoa es el producto de una serie prolongada de eventos de mineralización por alteración parcialmente superpuestos, desencadenados por la acumulación y liberación repetidas de fluidos hidrotermales enriquecidos con cobre, molibdeno, potasio y azufre de un material de pórfido de dacita. Se cree que la separación temprana de fluidos en el stock ha inducido el crecimiento localizado de los megacristales de feldespato K, antes del inicio de la fractura del stockwork y la alteración generalizada de la mineralización. La alteración-mineralización es divisible en tres etapas principales, que constituyen una secuencia tanto en el espacio como en el tiempo. La alteración profunda de K-silicato fue la primera y dio lugar a la introducción de sólo cantidades limitadas de cobre, molibdeno y azufre en las partes internas y más bajas del sistema actualmente conocido. La introducción principal de estos tres elementos acompañó la alteración de K-feldespato-clorita, que se ubica sobre las facies profundas de silicato K y sobreimprime parcialmente su zona de techo abovedado. La última alteración y mineralización generalizada estuvo dominada por la destrucción de feldespato y la formación de grandes cantidades de sericita y pirita. Están presentes en las partes más altas del sistema expuesto y comúnmente sobreimprimen ambos tipos de alteración de K-silicato. La eliminación de cobre y molibdeno de algunas partes del

83

sistema y su adición a otras en este momento puede reflejar una redistribución de metales durante la alteración sericítica, aunque los altos grados de molibdeno en la zona sericítica del norte podrían tomarse para indicar una entrada renovada de Metal al sistema. (Sillitoe et al, 1984).

No se han documentado los cambios marcados hacia arriba y hacia afuera en los tipos de alteración en un intervalo vertical de 900 m en Mocoa, desde cuarzo-flogopita-K-feldespatoactinolita-magnetita a través de cuarzo-K-feldespato-clorita-pirita a cuarzo-sericita-pirita. de otros depósitos de pórfido, pero sin embargo son similares en muchos aspectos a la secuencia espacial descrita en Red Mountain, Arizona (Fig. 14), otro ejemplo de un depósito de cobre pórfido oculto debajo de un lithocap estéril. Allí, sin embargo, la actinolita está aparentemente ausente de la alteración profunda, y la zona más alta contiene alunita, enargita y esfalerita, además del conjunto de cuarzo-sericita-pirita (Corn, 1975).

Figura.21: Comparación de secuencias de zonificación de mineralización y alteración vertical generalizadas en Red Mountain, Arizona y Mocoa, Colombia. Datos para Red Mountain from Corn (1975) y Bodnar and Beane (1980), y para Mocoa de este estudio.

84

La última diferencia puede significar un acercamiento a un conjunto argílico avanzado aún más alto en Red Mountain, que, si es que alguna vez está presente en Mocoa, ha sido completamente eliminado por la erosión. La distribución espacial y temporal de las zonas de mineralización por alteración en Mocoa sigue el camino evolutivo de los minerales de silicato y óxido de sulfuro propuestos por Beane y Titley (1981) para los depósitos de cobre pórfido en el sudoeste de América del Norte. Observaron un cambio en las combinaciones de minerales desde la biotita temprana K-feldespato-magnetita a través de la K-feldespato parquet-piropirita-pirita tardía, que refleja la disminución del metasomatismo de potasio con el tiempo. Aunque la actinolita no aparece en la Figura 15, se ve que la biotita que la acompaña es totalmente compatible con la magnetita pero solo se superpone en parte al campo de estabilidad de la calcopirita, lo que brinda una posible explicación para el núcleo de bajo grado en Mocoa. Además, es instructivo observar que en la mayoría de los pocos ejemplos descritos de anfíboles hidrotermales en depósitos de cobre pórfido, generalmente ocurre en un núcleo central de bajo grado (o estéril) formado temprano, como en Mamut, Sabah (KÓsaka y Wakita). , 1978); Koloula, Guadalcanal (Chivas, 1978); y Tanama, Puerto Rico (Cox et al., 1975), o como una zona estéril temprana extendida como en Panguna, Bougainville (Ford, 1978)

85

Figura 22: Diagramas esquemáticos de estabilidad para (a) silicatos y (b) sulfuro de óxido a temperatura y actividades no especificadas de 02 y H2S en presencia de fluido acuoso. Las flechas aproximan los cambios en los conjuntos de minerales hacia arriba y hacia afuera, y desde temprano hasta tarde en Mocoa, Colombia. Tomado de Beane y Titley (1981), donde hay más detalles y explicaciones disponibles. Biot = biotita, bn = bornita, chl = clorita, cp = calcopirita, mag = magnetita, musc = muscovita, ort = ortoclasa y py = pirita.

De todos los depósitos de pórfido molibdeno o molibdeno de cobre pórfido descritos en la literatura o conocidos por los escritores, solo Quartz Hill, Alaska, se sometieron a una importante introducción de molibdeno acompañada de un ensamblaje de K-feldespato-clorita (Hudson et al., 1979).

La brecha hidrotermal ocurrió un número indeterminado de veces durante la cloración con Kfeldespato y la alteración sericítica en Mocoa. La concentración de la mayor parte de la brecha a lo largo del techo y el flanco sudoeste de la reserva de pórfido dacita se atribuye a una acumulación de fluidos hidrotermales debajo de la envoltura volcánica menos permeable, y la permeabilidad se reduce repetidamente aún más mediante el sellado automático de las fracturas de material debido al cuarzo y deposición de sulfuros. En los sitios donde la presión del fluido superó la presión litostática más la resistencia a la tracción de la roca, los fluidos acumulados causaron la ruptura, la fragmentación y la molienda de las rocas que lo recubren, el transporte hacia arriba de los fragmentos de roca y la cementación final de los fragmentos con minerales de sulfuro y ganga. Los volúmenes restringidos de magma de pórfido dacita se continuaron inyectando en las partes superiores de la reserva de Mocoa y sus rocas de la 86

pared durante la alteración y la mineralización. Los cuerpos prominentes de pórfido de dacita de minerales tardíos interactuaron con un fluido hidrotermal insuficiente para inducir la fractura del stockwork. Sus cantidades menores de pirita y calcopirita están restringidas a ampollas y vesículas, por lo que, en el caso de un dique tardío similar en Bingham, Utah, Wilson (1978) invocó la precipitación de glóbulos aislados de fluido hidrotermal retenido por la roca durante su consolidación. El pórfido de dacita mineral no fracturado tardíamente puede suponerse que se ha colocado en el mismo régimen de estrés regional que el resto de la población de Mocoa. Por lo tanto, la intensa fractura de stockwork que precedió al emplazamiento de pórfido mineral tardío debe haber sido causada principalmente por agencias hidrotermales y no por tensiones de carácter regional. (Sillitoe et al, 1984).

El emplazamiento final del magma como diques andesíticos pospuso toda alteración e introducción de sulfuro en el sistema de pórfido Mocoa. El magma andesítico se introdujo en un sistema de fractura regional y probablemente se derivó de niveles sustancialmente más profundos que los ocupados por el stock de pórfido de dacita más diferenciado, que para entonces debía estar completamente consolidado.Como puede apreciarse en la Figura 16, Mocoa es sustancialmente más rico en molibdeno que la mayoría de los depósitos de cobremolibdeno de pórfido y puede agruparse en función del contenido de metal con un pequeño número de ejemplos claramente de transición entre los depósitos de molibdeno de pórfido y la mayoría de los depósitos de cobre-molibdeno de pórfido . (Sillitoe et al, 1984).

87

Figura 23:.cobre hypogeno y tipos de molibdeno en pórfidos de cobre y molibdeno

La riqueza en molibdeno se enfatiza aún más al comparar la relación hipógeno Mo / Cu de Mocoa (0.15: l) con la de los depósitos de coppermolibdeno de pórfido principales en los Andes centrales (0.02 - 0.04: 1). Aunque varias etapas de la mineralización de molibdeno tuvieron lugar en Mocoa, tanto durante el K-silicato como en la alteración sericítica, no hay una explicación satisfactoria para la alta relación Mo / Cu disponible. Sin embargo, se podría proponer una relación con el contenido inusualmente alto de K-feldespato hidrotermal en Mocoa, dado que es probable que el molibdeno y el potasio hayan estado estrechamente asociados durante los procesos tardíos y postmagmáticos (Westra y Keith, 1981). Una fuente de corteza para las> 1.5 X 105 toneladas métricas de molibdeno en el depósito de Mocoa no se considera particularmente convincente cuando la corteza continental relativamente delgada debajo de Mocoa (—30 km; Case et al., 1973) y su constitución de granulitas empobrecidas se tienen en cuenta. (Sillitoe et al, 1984).

Eventos postminerales

Los sedimentos marinos poco profundos cretáceos y los lechos rojos terciarios desde temprano a medio son las rocas principales que se sabe que se han depositado en el área de 88

Mocoa después de la colocación de cobre pórfido. Con toda probabilidad, cubrieron, y fueron instrumentales en la preservación del sistema de pórfido. Las condiciones tropicales de baja altitud, que prevalecieron durante la sedimentación fluvial-lacustre del lecho rojo, persistieron hasta el Plioceno medio, cuando comenzó el rápido levantamiento de la Cordillera Oriental (Van der Hammen et al., 1973). En el área de Mocoa, se presume que el levantamiento tuvo lugar en el sistema de fallas inversas de alto ángulo y, dado que las unidades del Mioceno precoz y anterior al Oligoceno se yuxtapusieron, probablemente ascendieron a varios miles de metros. Como resultado, la cubierta sedimentaria del Cretácico y del Terciario temprano a medio se eliminó del sistema de pórfido de Mocoa, que luego se inclinó hacia el noreste, junto con las partes contiguas del bloque ascendente. Por lo tanto, es probable que no fuera hasta el Pleistoceno que se exhumó la cápsula de destrucción por feldespato sobre el depósito de Mocoa.(Sillitoe et al, 1984).

El desarrollo de una manta de enriquecimiento multicíclico dentro del sistema de pórfido de Mocoa se impidió durante el Cuaternario debido a las altas tasas de erosión, y probablemente durante el intervalo Cretáceo medio-Plioceno debido a un entierro debajo de una pila sedimentaria gruesa.(Sillitoe et al, 1984).

Tras el inicio de la elevación en el Plioceno medio, las gravas de terraza se acumularon a lo largo de los drenajes principales y una fina chapa de toba, ahora eliminada en gran parte por la erosión, cubrió al menos parte del área.(Sillitoe et al, 1984).

89

4.2 El Stock Porfirítico de Santa Lucía

Otro ejemplo tenemos en Colombia de unos cuerpos intrusivos y unas fases de alteración hidrotermal en el suroccidente de Colombia, en la zona de la falla romeral, la cual está situada en un lugar estratégico debido a las placas tectónicas que le infrayacen, este cuerpo de estudio se le denomina Stock porfirítico de piedra sentada, este stock porfirítico de Santa Lucía se encuentra localizado en el Departamento del Cauca, en el flanco Occidental de la Cordillera Central, específicamente en la vereda Santa Lucía del Municipio de La Sierra. Corresponde a un cuerpo hipoabisal del Miocéno, el cual intruye basaltos del Complejo Barroso – Amaime. Esta caracterización se basa en el logueo de 5 sondeos verticales realizados y localizados por J.I.C.A de acuerdo a las anomalías geofísicas reportadas para el área de estudio. (Gómez, 2009).

El stock presenta características mineralógicas y de alteración hidrotermal propios de depósitos porfiríticos Au-Cu, y se encuentra relacionado genéticamente al emplazamiento de 4 pulsos intrusivos de composición variable entre Dacita-Andesita. Estos se agrupan en dos fases intrusivas: una fase temprana caracterizada por presentar alteración potásica-biotítica dominante y vetilleo típico de alta temperatura (tipo M, A, EB, B) el cual presenta el mayor interés económico en el sistema; y una fase postmineral con alteración propilítica dominante y vetilleo típico (tipo B, D, Cl+Ep) localizado hacia el interior del depósito. (Gómez, 2009).

90

El Stock porfirítico presenta sobreimposición de sistemas vetiformes hacia el sur del depósito, que corresponden preliminarmente a rasgos epitermales de baja sulfuración.Dadas las características presentes en el depósito, se asocia su presencia con una faja metalogénica del Mioceno presente hacia el Suroccidente de Colombia. (Gómez, 2009).

Los

cuerpos porfiríticos

terciarios localizados al

cordillera central han sido de

suroccidente de

poco estudio detallado

Colombia en la

y dadas sus características

mineralógicas constituyen una de las fajas metalogénicas más prospectivas de la región. (Gómez, 2009).

Contexto geológico regional:

Geológicamente el área de interés se localiza en el mega terreno geológico denominado Cauca Romeral,ubicado entre la falla del río Cauca al Oeste y el Sistema de Fallas de Romeral al Este. Esta mega estructura indica el límite o sutura entre las placas tectónicas del Pacifico al Oeste y la placa Suramericana al Este. “El terreno Cauca – Romeral se encuentra conformado de escamas o fragmentos de corteza oceánica de arcos de islas, depósitos de fosa, fragmentos de corteza continental y fragmentos de manto acrecentados, emplazados y yuxtapuestos en tiempos diversos y distintos procesos” (Gómez, 2009).

Geología Local:

En el área de estudio y en los núcleos de perforación se observan rocas volcánicas básicas del Complejo Barroso-Amaime (Kia) de edad Cretácico, rocas sedimentarias siliciclásticas de la Formación Esmita (Nge) de edad Mioceno Superior, rocas ígneas hipoabisales del Pórfido

91

Dacítico Andesítico (Ngda) y finalmente rocas volcanoclásticas de la Formación Popayán (NgQpg) de edad Plio-Pleistoceno. (Gómez, 2009).

Complejo Barroso Amaime (Kiba): Se conoce con este nombre una secuencia de rocas básicas que incluyen basaltos, piroclastitas y diques; y rocas sedimentarías variadas (ORREGO & ACEVEDO 1993). En la zona este conjunto, se encuentra conformado principalmente por rocas oscuras, con textura afanítica, las cuales corresponden a rocas volcánicas básicas de carácter submarino clasificadas petrográficamente como basaltos y microgabros. (Gómez, 2009).

Formación Esmita (Nge): Se conoce con este nombre una secuencia sedimentaria constituida por limolitas fosilíferas, areniscas con intercalaciones de limolitas y conglomerados oscuros polimícticos, de espesor promedio de unos 3000 y hasta 5000 m y definida así por LEÓN et al. (1973,PARÍS & MARÍN 1979). Con base en estudios de microfósiles su edad es del mioceno superior.

Pórfido Dacítico - Andesítico (Ngda): Composicionalmente están constituidas por fenocristales de plagioclasa y cuarzo como minerales esenciales, además de biotita y hornblenda. Los fenocristales de plagioclasa son subhedral generalmente, los cristales de cuarzo son anhedrales, la hornblenda se observa en formas prismáticas y la biotita es tabular. Los minerales metálicos presentes son pirita y calcopirita, los cuales se encuentran diseminados y en vetillas en asociación con cuarzo y epidota. (Gómez, 2009).

92

Caracterización del stock porfirítico de santa lucía:

Mediante la observación de núcleos de perforación, se realizó la caracterización litológica, zonas de alteración hidrotermal, mineralizaciones y vetilleo, para las rocas situadas en las áreas de de Santa Lucía (Departamento del Cauca) teniendo como fin identificar y definir detalladamente cada uno de estos cuerpos, sus fases intrusivas y encontrar posibles zonas mineralizadas. Para ello se trabajó con el material recolectado por la Japan International Cooperation Agency (J.I.C.A.) en 5 perforaciones realizadas en el área de Santa Lucía entre 1985-1986. (Gómez, 2009).

Litologías encontradas; Basaltos pertenecientes a el Complejo Barroso- Amaime , son las rocas más antiguas del Área, y representan la roca caja donde fue emplazado el cuerpo hipoabisal llamado Stock porfirítico de Santa Lucía (Ngda), el cual está se compone básicamente de rocas de composición Dacita-Andesita las cuales pueden ser agrupadas dentro de dos fases intrusivas (SILLITOE 2000) de acuerdo a criterios como tipo de alteración dominante, densidad y tipo de vetillas, como órdenes cronológicos de de intrusión. Se encontraron brechas magmáticas relacionadas al emplazamiento de los diques Andesíticos tempranos, por lo que son comunes encontrarlos hacia los contactos de mencionados diques con la roca caja. (Gómez, 2009).

93

Alteraciones Hidrotermales: Las alteraciones hidrotermales son el resultado de la interacción de fluidos de origen magmático y de aguas de origen formacional o meteóricas (CAMUS 2003) presentándose tanto en la roca caja como en el Stock porfirítico, son importantes ya que estas, como su nombre nos indica, nos reflejan el ambiente hidrotermal de su generación (ALLEN et al. 1996). Su morfología, distribución y mineralización se encuentra en función de cantidad de variables como son los controles estructurales, la litología, evolución magmática, permeabilidad, disponibilidad y distribución espacial de los fluidos (CAMUS 2003). En este parte en especial trabajamos con la litología, la relación que se presenta entre ellas y las mineralizaciones presentes. En el material se encontraron claramente identificables 5 tipos de alteración hidrotermal, con asociaciones mineralogicas que muestran una zonación típica para depósitos porfiríticos, dichas alteraciones son importantes para la clasificación, arquitectura y mineralización del Pórfido. Estas son: •

Alteración Potásica - Biotítica

•

Alteración Propilítica

•

Alteración Clorítica

•

Alteración Argílica

•

Silicificación

A continuación se describirá cada una de ellas en detalle.

94

Alteración Potásica – Biotítica: Este tipo de alteración representa el estado primario de la formación del depósito, por ello es la zona que tuvo la mayor temperatura en los depósitos porfiríticos ricos en oro. Esta estrechamente relacionada al emplazamiento de intrusivos portadores de la mineralización de cobre y oro en los sistemas porfiríticos ( SILLITOE 2000). Es un evento que se produce, inicialmente en condiciones de temperatura superiores a 300ºC, a partir de fluidos altamente salinos (menor 35-40% en peso equivalente de NaCl) con altas razones K/H y en un régimen de alta fugacidad de oxigeno y actividad de azufre (BEANE & TITLEY 1981). En el área de Santa Lucía, la alteración potásica es representada como la asociación de biotita secundaria + magnetita + sulfuros (Cpy, Py), observada a manera de aglomerados en sección delgada pulida, como diseminada aleatoriamente, lo cual genera un particular oscurecimiento acaramelado de la roca original. Este tipo de alteración suele presentarse tanto en Dacitas como Andesitas pertenecientes a la primera fase intrusiva, siendo mayor la intensidad en las Andesitas. Esto como respuesta a una mayor proporción de minerales maficos (Biotitas primarias, hornblendas etc.) y magnetita primaria, que hace mas susceptible a la roca de reaccionar ante el fluido mineralizante.(Gómez, 2009). También es común encontrar zonas de alteración potásica-biotítica de intensidad fuerte, en sectores donde entran en contacto andesitas de primera fase con xenolitos (basaltos) pertenecientes al Complejo Barroso-Amaime, generándose impregnación pervasiva de magnetita y biotita secundaria, dándole un color negro a dichos basaltos, dichas zonas presentan valores anómalos en valores de metales tales como Oro y Cobre en análisis 95

elementales realizados por (J.I.C.A.). Lo que nos indica la existencia de zonas mineralizadas, los cuales tras realizarse su respectiva caracterización durante este proyecto, se catalogan como zonas potásicas biotíticas fuertes.(Gómez, 2009).

Alteración Propilítica: Se desarrolla contemporáneamente con la alteración potásica, con la diferencia de ser una fase de menor temperatura, por lo que generalmente define los límites externos del sistema porfirítico, también es muy común observarla en los intrusivos pertenecientes a fases intraminerales tardías.(Gómez, 2009). Se desarrolla por la introducción de calcio y magnesio en la roca afectando a los minerales ferromagnesianos. Se define por la asociación de minerales como Epidota (mayor su presencia entre mas cerca se encuentre del centro intrusivo), Clorita, Magnetita y en ocasiones Calcita, remplazando minerales primarios como Plagioclasas, Biotitas y Hornblendas . Para el depósito se definió una roca con alteración Propilítica cuando presentaba como mínimo la asociación Epidota (Ep) + Clorita (Cl) + Calcita (Ca).(Gómez, 2009). Por lo general se encuentra asociado con grandes cantidades de Py (2-3%) diseminada, y se presenta como un gran halo que afecta con una intensidad alta a los basaltos del Complejo Barroso-Amaime (?) (roca caja). Dándoles una coloración verde que cuando es catalogada como propilítica, efervece al contacto con HCl (ver Fig. 7) y cuando no es catalogada como Cloritización y afecta en una intensidad moderada-fuerte a los cuerpos porfiríticos de fases postminerales y con una intensidad débilmoderada a cuerpos pertenecientes a fases tempranas a manera de sobreimposición.(Gómez, 2009). 96

Alteración Clorítica: Esta alteración no se distingue dentro de la mayoría de esquemas representativos de pórfidos (e.g. SILLITOE.)

2000, CAMUS 2003, SEEDORFF et al. 2005) y se puede inferir que esta se encuentra implícita dentro de la alteración propilítica ya que el arreglo y representación de esta alteración se encuentra por lo general asociada a la alteración propilítica. Sin embargo en el área de estudio se le ha extraído ya que no cuenta con las asociaciones y/o magnitudes propias de una alteración propilítica.(Gómez, 2009). En este trabajo se toma la alteración Clorítica como aquella con un alto contenido de Clorita y en ocasiones Calcita, pero nunca con Epidota. Los minerales accesorios se encuentran en pequeño porcentaje, y al realizar la caracterización en muestra de mano de esta alteración se distinguen características similares a las de alteración propilítica pero con la diferencia que en la cloritización la ausencia de Calcita es marcada, y la coloración característica de la epidota se pierde.(Gómez, 2009). De igual manera que en la alteración propilítica la Clorita se presenta diseminada en la roca, también se puede observar como reemplazamiento de las biotitas y las hornblendas, este mineral es el principal generador del color verde característico que se observa en las rocas que presentan esta alteracion.(Gómez, 2009).

97

Alteración Argílica:

Se encontró en sectores aislados de los núcleos de perforación, siendo su presencia exclusiva a zonas de falla, donde el alto grado de fracturamiento asociado y el proceso de infiltración de aguas meteóricas por estos conductos, generan argilización (intermedia) supérgena que puede profundizarse por cientos de metros. Tanto en la Cartografía de Alteración como en la caracterización de los núcleos de perforación, no se encontraron grandes zonas o recubrimientos de rocas alteradas o “litocaps” sobre el sistema porfirítico (SILLITOE 1995a). Por lo que se cree que dicho horizonte de alteración Argílica avanzada posiblemente ya no existe, debido a que han sido removidos por los intensos eventos erosivos que permitieron la exhumación del cuerpo. Como asociaciones mineralogicas típicas de esta alteración observadas en los núcleos se encontraron, Plagioclasas pasando a Caolinita y Sericita, Sulfuros (Py- Cpy) alterando a Silicificación.(Gómez, 2009).

Se trata de una alteración de fuerte temperatura, proximal, en la cual se presenta adición de Sílice, lixiviación de Álcalis y lixiviación de Aluminio. Los minerales característicos son Cuarzo, Calcedonia y Jaspe, aunque en ocasiones la sílice no presenta estructura definida.(Gómez, 2009). Se observa como una sobreimposición en la textura original de la roca, y se presento siempre sociado a tres particularidades encontradas en los núcleos de perforación, el primer caso y el mas común es asociado a zonas donde entran en contacto andesitas involucradas en primeras fases intrusivas con xenolitos de Basaltos y Microgabros del Complejo Amaime-Barroso(?), en donde se forma una zona de reacción y enriquecimiento en magnetita, Cpy, Py y Biotita 98

secundaria, iniciando esta zona de reacción con fuerte silicificación que impregna la roca, generando perdida de textura y coloración blanquecina que puede variar de acuerdo al tamaño de la zona d. En el segundo caso este tipo de alteración se observa en sectores donde existe gran densidad de vetillas tipo B, lo cual genera en apariencia una zona silicificada , y como ultimo como consecuencia del proceso de alteración de Plagioclasas a Sericita y Caolinita en zonas Argílicas, se produce exceso de sílice que produce ocasionalmente silicificación notable, esta asociada a zonas Argílicas en dominios fallados. (Gómez, 2009).

Vetillas:

Durante el proceso de emplazamiento de cada una de las fases intrusivas, los fluidos hidrotermales, formados como resultado de la ebullición retrograda de estos magmas en proceso de cristalización, y separación de fases volátiles (acuosas), son inyectados en la roca a manera de vetillas (BURNHAM & OHMOTO 1980).

Estas pueden variar en textura, composición y forma de acuerdo a variables como presión, temperatura, estado de oxidación, composición de las soluciones inyectadas y grado de estabilidad fisicoquímica de la solución hidrotermal con respecto a la fase intrusiva (GUSTAFSON & HUNT 1975) y su importancia radica en que sus características como mineralogía, localización, abundancia, orientación y texturas entre otras, dan valiosa información acerca de la evolución en espacio y tiempo del flujo y composición de los fluidos (SEEDORF et al. 2005) lo que nos acercara a la evolución del cuerpo y su mineralización.

Tanto en los cuerpos porfiríticos como en los basaltos, dichas vetillas suelen presentarse a

99

manera de estoverca (Stockwork) multidireccional, (mayoritariamente en vetillas compuestas principalmente por sulfuros u óxidos de hierro con poca presencia de sílice, en zonas con alteración hidrotermal de tipo pervasivo) o subparalelo asociados a zonas con fuerte control estructural durante los periodos de emplazamiento. (Gómez, 2009).

Se clasificaron las vetillas observadas de acuerdo a la síntesis elaborada por SILLITOE (2000) para una secuencia de formación típica para pórfidos ricos en Oro-Cu , en donde se designan los tipos A, a vetillas con cuarzo en mayor proporción, B a vetillas de cuarzo con sutura de sulfuros, D a vetillas mayoritariamente de sulfuros, M a vetillas de magnetita, EB cuando son constituidas por Biotita Secundaria hidrotermal mayoritariamente y vetillas de cuarzo bandeado estas últimas definidas por MUNTEAN & EINAUDI (2000).

Vetillas que evidencian los efectos retrógrados causados, por el descenso de la temperatura y la incorporación de fluidos meteóricos al sistema (GUSTAFSON & HUNT 1975). En el depósito aparecen en las dos fases intrusivas encontradas, corta las vetillas tipo A, y M en la zona potásica. (Gómez, 2009). Se observan acompañadas casi siempre de Pirita, Calcopirita y Magnetita y por lo general la Molibdenita que existe en el depósito aparece como diseminada en estas vetillas, por lo que se cree que el mayor aporte de este mineral ocurre durante la inyección y emplazamiento de estas vetillas. (Gómez, 2009). Presentan halos de clorita no siempre continuos, por lo que es común relacionar su presencia junto con las vetillas D y M (ocasionalmente) a zonas donde los núcleos presentan alteración Propilítica (Cl+ Ep).

100

Vetillas tipo D Se caracterizan por desarrollarse en el depósito a manera de finas vetillas (máx. 2 mm de diámetro) continuas, con emplazamiento muy denso en los basaltos (en muchas zonas se observa como vetillas finas de óxidos de hierro por alteración de la Py) y menor densidad en rocas porfiríticas. (Gómez, 2009). Una característica de estas vetillas es su sobreimposición a las fases de alteración precedentes (telescoping), es decir, en zonas de vetillas de mayor temperatura.Por lo general aparecen sin halo sericítico, es mucho mas común el halo clorítico. Composicionalmente se caracterizan por la asociación Py + Cpy y en ocasiones Molibdenita . (Gómez, 2009). Los dos tipos de vetillas mencionadas anteriormente, son emplazadas en fases posteriores a la etapa tardimagmática o potásica en el depósito (Fase intramineral-postmineral), en condiciones de rocas ya cristalizadas con comportamiento netamente frágil, menores presiones, temperaturas y débiles salinidades con lo que se deduce que existe ya una influencia de aguas meteóricas y mezcla de ellas con fluidos magmáticos en esta etapa tardía del sistema (CAMUS 2003).

Ocurrencia de Oro La mayor parte de la mineralización de Oro se introduce junto con el Cobre durante la formación de la alteración K (Potásica), por lo que su correlación es muy buena con zonas de fuerte densidad de vetillas tipo A y Cuarzo bandeado. (SILLITOE 2000). Es así como las andesitas y dacitas pertenecientes a la primera fase intrusiva, son un claro objetivo para la mineralización de metales básicos como Cobre y Oro, dado el tipo de alteración 101

potásicobiotítica con asociación típica Biotita secundaria – Magnetita y Py, Cpy encontrada, sumado a el tipo de vetilleo asociado (Tipo A, M y EB) y en muy buenas densidades. (Gómez, 2009). No se observo Oro libre en 36 secciones delgadas pulidas analizadas en detalle, esto debido a que el oro en los Depósitos porfiríticos en parte se presenta como partículas muy finas (comúnmente tamaños menores a 20 micras, generalmente menores 100 micras) albergadas en sulfuros (Cpy, Py, marcasita), y Teluros. (Gómez, 2009). Es así como es mas probable, dadas las características de la asociación de minerales típicos en la zona potásica- biotítica, que el Oro se encuentre en los sulfuros (Py, Cpy) asociados a los estados tempranos de alteración y mineralización y por su abundancia encontrada. (Gómez, 2009). Como consecuencia del pequeño tamaño del Oro en el stock porfirítco, su presencia en el área de estudio se establece como resultado de análisis químicos realizados por (J.I.C.A.). (Gómez, 2009). Cronología Vetillas stock porfirítico de Santa Lucía A partir de estas asociaciones observadas (ver Figs. 23-24-25) se puede concluir que secuencia paragenetica de las vetillas reportadas en esta zona son los siguientes: Vetillas tipo M siendo cortadas por vetillas tipo A, vetillas tipo B cortan estas mencionadas anteriormente convirtiéndose en una segunda fase de vetilleo, posterior a estas se encuentran las vetillas tipo D las cuales se encuentran cortadas por una fase posterior de vetillas de Calcita siendo esta fase la ultima en el área. (Gómez, 2009).

102

Fig. 24. Cronología vetilleo, Stock Porfirítico de Santa Lucía (Cauca).

Como particularidad, se presenta en un sondeo, una serie de vetas con textura brechoide o con bandeamiento simétrico; de composición silicea y carbonatada, siendo común cristales con textura blade, los cuales son genéticamente relacionadas a fluidos en ebullición. Se presentan drusas regularmente asociadas a cristalización en espacios abiertos, estas vetas ocurren en cercanías del contacto entre el cuerpo porfirítico y la roca caja (basaltos), lo que indica una posible sobreimposición de un sistema epitermal en un sector del stock porfirítico, lo cual es correlacionable con datos obtenidos en superficie, durante el desarrollo del proyecto, hacia el sector comprendido entre las quebradas Zo Grande y Machoviejo, donde fue reportada la presencia de dichas vetas tanto en roca porfirítica como en basaltos del Complejo Barroso-Amaime. (Gómez, 2009).

103

Clasificación Fases Intrusivas El modelo para sistemas tipo pórfido rico en oro, parte de la existencia de tres tipos de fases intrusivas, catalogadas de acuerdo a su orden de aparición en el desarrollo del sistema en fases intrusivas tempranas, fases intra minerales y fases post minerales o tardías (SILLITOE 2000). Dichas fases no hacen referencia específicamente a un tipo de roca sino a asociaciones de grupos de intrusivos, vetillas, y alteraciones, los cuales conforman un complejo diferenciable y con cualidades propias en cuanto a tipo de mineralización y grado de enriquecimiento en metales tales como oro y cobre. (Gómez, 2009). La diferenciación de fases, en casos donde las rocas no eran claramente diferenciables textural y composicionalmente, se hizo en base a criterios desarrollados por SILLITOE (2000) y en casos donde sí eran diferenciables los cuerpos, se tomaron los criterios para definir órdenes de fases (Gómez, 2009).

Fases Intrusivas Stocks Porfiríticos de Santa Lucía Se lograron identificar 2 fases intrusivas muy bien diferenciables. Una fase temprana integrada por dos cuerpos intrusivos porfiríticos tempranos. Uno de composición Dacítica, caracterizado en general por presentar Biotita secundaria moderada y Cloritización subordinada, las cuales son intruidas por Andesitas porfiríticas . (Gómez, 2009). Presentan biotita secundaria pervasiva y magnetita mayor que en las Dacitas, esto debido a su composición primaria mas máfica, lo cual favorece la mayor aparición de Biotita secundaria al reaccionar con fluidos de las primeras etapas del sistema. (Gómez, 2009). 104

Luego se observa la aparición de una segunda fase intrusiva (postmineral), compuesta por dos cuerpos porfiríticos de composición dacita-andesita, los cuales intruyen

cuerpos

porfiríticos pertenecientes a la fase temprana, son reconocibles por presentar alteración Propilítica y Cloritización como alteración dominante. Presentan en su mayoría contactos netos, con ausencia de zona de reacción rica en Biotita secundaria y Magnetita, contienen vetilleo Tipo B, D y Cl+ Ep característico, en densidades menores . (Gómez, 2009). Desarrollo del depósito. La historia de formación, emplazamiento, mineralización y tipos de alteración encontradas en el depósito son el producto de la evolución de un sistema dinámico, en el cual sucesivas intrusiones (Fases intrusivas), cargadas cada una de fluidos magmáticos, van desarrollando las zonas de alteración de acuerdo a un patrón espacial relacionado a temperaturas alcanzadas en distintos momentos y lugares. Es si como en el stock porfirítico de Santa Lucía, es posible resumirla de la siguiente manera: (Gómez, 2009). Etapa Temprana: Se desarrolla el emplazamiento de los intrusivos tempranos en la roca caja (Basaltos del complejo Barroso-Amaime (?) reconocidos por presentar alteración potásicabiotítica dominante y vetilleo típico de alta temperatura (tipo M, A, EB, y B). Estos cuerpos son clasificados como pertenecientes a la primera fase intrusiva, siendo el intrusivo (A) Dacitas y los intrusivos (B) Andesitas observados a manera de diques que cortan tanto dacitas (A) como xenolitos de roca caja (Basaltos). Probablemente los diques mencionados son originados como respuesta al emplazamiento de una fase intramineral que no fue posible diferenciar durante el logueo de los sondeos. (Gómez, 2009).

Dichas alteraciones son el producto de la evolución de un sistema dinámico, en el cual sucesivas intrusiones (Fases intrusivas), cargadas cada una de fluidos magmáticos, van

105

desarrollando las zonas de alteración de acuerdo a un patrón espacial relacionado a temperaturas alcanzadas en distintos momentos y lugares del depósito. (Gómez, 2009). Etapa postmineral: Se desarrolla el emplazamiento de los intrusivos pertenecientes a la fase postmineral sobre rocas pertenecientes a la anterior fase, generándose tanto la hinchazón del stock, como intensificación y aumento del halo propilítico en el sistema. (Gómez, 2009). Esta fase postmineral está constituida por dos cuerpos intrusivos de composición DacitaAndesita, las cuales presentan alteración propilítica dominante y baja densidad de vetillas tipo B, D y Cl-Ep. Por lo general los contactos son netos (ausencia zona de reacción) con rocas pertenecientes a la etapa temprana. (Gómez, 2009). Resumen del stock de santa Lucía: •

El Stock porfirítico de Santa Lucía, está constituido por 4 cuerpos intrusivos que

pueden agruparse teniendo en cuenta características como tipo dominante de alteración hidrotermal, vetilleo, mineralización y litología. Según estos parámetros se dividieron en dos fases intrusivas, una fase temprana constituida por dos cuerpos de composición DacitaAndesita y una fase postmineral compuestas igualmente por dos cuerpos porfiríticos de composición Dacita-Andesita. (Gómez, 2009). •

La mineralización mas importante encontrada en el Stock porfirítico de Santa Lucía, se

encuentra representada como sulfuros (Py, Cpy, Molibdenita,) observados de manera diseminada y en vetillas tipo A, B, D y M. (Gómez, 2009). •

Las zonas de alteración encontradas en el Stock porfirítico de Santa Lucía, están

representadas por alteración Potásica en los intrusivos pertenecientes a la fase temprana, alteración propilítica a manera de halos concéntricos en los intrusivos pertenecientes a la fase postmineral y en la roca caja (Basaltos) y como sobreimposición a la alteración potásica en 106

los intrusivos tempranos, mostrando una zonación hidrotermal típica para depósitos tipo pórfido rico en Au-Cu de acuerdo al modelo planteado por SILLITOE (2000). •

Se observó alteración Argílica supergena asociada exclusivamente a zonas de falla y

silicificación como producto de densos vetilleos tipo B como en zonas de contacto entre andesitas de primera fase y basaltos. (Gómez, 2009). •

La alteración Potásica-Biotítica está representada en el depósito, como la asociación

de Biotita secundaria + Magnetita + Cpy, Py; estos se encuentran diseminados en la matriz, a manera de aglomerados, o como halo en el vetilleo tipo A paralelo y en menor grado en vetilleo tipo B. (Gómez, 2009). •

Andesitas pertenecientes a la fase temprana presentan la mayor intensidad de

alteración potásica y densidad de vetilleo tipo A, M y EB. Estas generan al entrar en contacto con xenolitos originarios de la roca caja una zona de alteración potásica con alto contenido de magnetita, la cual se asocia con biotita secundaria y sulfuros. Estos diques representan dentro de la fase temprana zonas altamente prospectivas en el depósito tipo pórfido en el área de Santa Lucía. (Gómez, 2009). •

Dadas las características composicionales, texturales, genéticas, y el tipo de

mineralización presente con sulfuros y óxidos de manera diseminada y en vetillas, junto con los tenores presentes de Oro y Cobre en la zona de mena (J.I.C.A. 1987), el stock porfirítico de Santa Lucía puede clasificarse preliminarmente como un depósito tipo pórfido rico en Oro y como subproducto Cobre (SILLITOE 2000). •

Existe en la parte sur del área de estudio, vetas que evidencian una posible

sobreimposición de un sistema epitermal de baja sulfuración en un sector del cuerpo porfirítico, correlacionable con sistemas vetiformes de semejantes características reportados 107

en el sector entre las quebradas Zo Grande y Macho viejo en la vereda Santa Lucía.(Gómez, 2009). •

Teniendo en cuenta las características presentes en el stock porfirítico de Santa Lucía,

e información colectada durante el desarrollo del proyecto hacia el sector de Dominical (Vereda Hueco Hondo) donde se encontró un depósito tipo pórfido de similares características, se confirma la existencia, como lo reporta SILLITOE (1982) de la faja metalogénica del Mioceno hacia el suroccidente de Colombia, siendo estos depósitos parte de esta.(Gómez, 2009).

5. ANÁLISIS CRÍTICO DE COLOMBIA RESPECTO AL TEMA

Con el fin de poner en perspectiva la situación general del país respecto a la industria mundial utilizaremos la matriz DOFA que relaciona los agentes externos, internos, positivos y negativos en un hipotético proyecto minero basado en depósitos de brecha en arcos vulcano plutónicos en territorio naciona OPORTUNIDADES

AMENAZAS

Alta demanda mundial de metales Competencia con minas de gran escala que industriales y preciosos por parte de países llevan años produciendo. desarrollados. Poca estabilidad de los precios en metales Grandes avances tecnológicos en como el Cobre y el Molibdeno en el explotación, exploración y enriquecimiento mercado internacional. en depósitos de metales preciosos y/o industriales. Ventaja del extranjero en capital, ciencia y tecnología. Interés general de empresas multinacionales en invertir en minería a gran escala en ultramar.

108

FORTALEZAS

DEBILIDADES

Una tradición minera que indica la presencia Poca confianza y apoyo a proyectos mineros de los recursos minerales que se buscan en con fondos extranjeros por parte de la zonas históricamente explotadas. población en general. Gran variedad en la geología del país, dando Problemas de orden público en algunas lugar a algunas provincias metalogénicas de zonas de gran interés minero. gran interés y potencial. sin explotar Poca investigación y exploración respecto a Nuevas generaciones de profesionales y depósitos de brecha de arco vulcano jóvenes estudiantes con poco nicho laboral. plutónico así como poca capacitación en el tema.

Al usar la matriz DOFA se comparan los aspectos positivos con los negativos y se plantean estrategias. en este trabajo nuestro análisis prediagnóstico decidió :

FO: Fomentar la inversión extranjera en el país mediante la inversión en proyectos de exploración preliminares de manera que se hagan más atractivas las oportunidades de un yacimiento. así como la implementación de leyes que mantengan un equilibrio entre el beneficio de la empresa extranjera y el beneficio del país. con aras a capacitar la juventud y adquirir la tecnología para en un futuro poder gozar de una mayor independencia en éste sector sin perder la competitividad.

DA: Continuar con los procesos de restitución del orden público en las zonas donde aún hay presencia de grupos armados que representen una amenaza para los proyectos mineros priorizando aquellos que tengan potencial en metales como el oro con mayor estabilidad en el mercado internacional.

109

6. PERSPECTIVAS DE DESARROLLO EN EL PAÍS

Una hipotética explotación de cobre-molibdeno le daría un gran impulso a la economía del departamento de Putumayo cuya industria está principalmente enfocada en lo agropecuario y las explotaciones petroleras. Dada la actual situación de la industria petrolera sería de gran ayuda diversificar la economía del departamento.

La demanda de cobre y molibdeno siendo los principales minerales de interés del depósito es constante, ambos metales son ampliamente utilizados en la industria y las reservas actuales son cada vez más escasas, una industria minera en desarrollo genera empleos directos e indirectos en la región, muchos de los cuales son personal calificado. La industria minera impulsa también la educación y la investigación, el nivel y calidad de vida en su zona de influencia ya que demanda la construcción y desarrollo de una compleja infraestructura. Dicha industria abriría la puerta a más investigaciones a lo largo de los varios sitios de interés minero en nuestras cordilleras, la historia geológica colombiana data diversos eventos que podrían haber resultado en anomalías geoquímicas de mayor o igual interés que el depósito de Mocoa.

La formalización de la minería es crucial para fomentar la inversión extranjera, la capacitación y control de los mineros artesanales debe ser una prioridad a la hora de apostar por la industria minera. Actualmente existen miles de mineros informales que dañan el medio ambiente al no ceñirse a la norma.

Una conducta equilibrada priorizando el desarrollo y bienestar de nuestra sociedad puede también admitir la explotación minera responsable con la correcta implementación y con la 110

debida inclusión de las personas locales, de manera que es necesario en un principio, aportar tanto económicamente, como tecnológicamente, a la educación nacional para que la mano de obra e infraestructura sea propia y replicable para futuros proyectos; para ello es también crucial la inversión en todos los niveles de educación, investigación y exploración ya que sabemos por la ubicación geográfica de Colombia que posee diversas zonas con altísimo potencial metalogénico sea en la cordillera de los andes o en la zona del escudo sabemos muy poco aún de nuestra corteza y mientras más se investigue más podremos aprovechar el potencial de la misma.

La educación no puede faltar en las perspectivas que crean el desarrollo del país, son estas perspectivas de buena educación, incluyente, con altos estándares críticos , las que generarán un cambio brusco en el desarrollo de Colombia al crear empresa propia desde la ciencia construida por nosotros mismos, para nosotros mismos, este factor es el más importante el cual tiene que sostener nuestra sociedad.

7. CONCLUSIONES

●

Los depósitos asociados a brechas en arcos vulcano-plutónicos poseen un gran potencial en la industria minera debido los diversos materiales de interés que pueden presentar, entre ellos sobresalen el oro, la plata y el cobre.

● Colombia posee potencial metalogénico considerable en el ámbito de los depósitos de arco vulcano plutónico. las cifras exactas, sin embargo, están lejos de ser calculadas. ●

El control de los problemas de seguridad en el país es crucial para fomentar el desarrollo de la industria minera. Un ambiente hostil hacia la inversión extranjera difícilmente ayuda a la economía de las regiones.

111

8. RECOMENDACIONES

● El territorio colombiano posee cuerpos vulcano-plutónicos que han sufrido los procesos adecuados para la generación de depósitos de interés económico. Es necesaria una mayor inversión en investigación y exploración para determinar el verdadero potencial de estos depósitos ya que su impacto en la economía del país sería cruciaL. ● Se requiere de campañas de capacitación e información sobre la minería en el país haciendo énfasis en la minería bien hecha, esto abriría de nuevo las puertas a la inversión extranjera impulsando una industria que hoy en día se encuentra en crisis, generando mayores oportunidades de empleo y desarrollando la economía de región. ● Mayor inversión en educación de calidad para nuestros compatriotas con énfasis en la industria minera y ciencia. ● La estrategia es invertir en educación

y en este caso en educación geológica,

educación para dar identidad y que amemos nuestro territorio, y educación administrativa, es crucial que tomemos posición administrativa de nuestros recursos y empezar a suplir las necesidades básicas del todo el territorio colombiano, y seguir encausando las estrategias a tener una vida digna para todos con comodidades y con dignidad.

112

9. REFERENCIAS CITADAS

1. Albino, G.V. (1994): Time-pH-fO2 Paths of Hydrothermal Fluids and the Origin of Quartz-Alunite- Gold Deposits; United States Geological Survey, Bulletin 2081, pp. 33-42.(CD). 2. Atkinson, W. W., Kaczmarowski, J. H., & Erickson, A. J. (1982). Geology of a skarnbreccia orebody at the Victoria Mine, Elko County, Nevada. Economic Geology,77(4), 899-918. doi:10.2113/gsecongeo.77.4.899.(CD). 3. Barton, M.D. (1995). Porphyry Copper and Other Intrusion-Related Mineralization in Mexico. Department of Geosciences, University of Arizona, Tucson, Arizona.(CD). 4. Berger, B.R. (1986): Descriptive Model of Epithermal Quartz-Alunite Au; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P. and Singer, D.A., Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693, p. 158.(CD). 5. Buenaventura, J.A.A. (2001). POSIBILIDADES METALOGENICAS AURIFERAS EN EL TERRITORIO COLOMBIANO. INGEOMIINAS.(CD). 6. BURNHAM, C.W.; OHMOTO; H (1980): Late-stage processes of felsic magmatism. In Granitic magmatism and related mineralization (Ishibara, S.; Takenouchi, S.; editors).

Mining

Geology, Special Issue, No.8, p. 1-11.(CD). 7. Bryant, D. G. (1968). Intrusive breccias associated with ore, Warren (Bisbee) mining district, Arizona. Economic Geology,63(1), 1-12. doi:10.2113/gsecongeo.63.1.1(CD). 8. Bryner, L. (1962). Breccia and pebble columns associated with epigenetic ore deposits. Economic Geology,57(1), 114-115. doi:10.2113/gsecongeo.57.1.114(CD).

113

9. Chaloux, E.C. (2005). The Croxall Breccia Pipe: Geological and Geochemical Study of an Archean Porphyry Cu-Mo-Au System. Department of Earth Sciences, Laurentian University.(CD). 10. Chutas, N. I., & Sack, R. O. (2004). Ore genesis at La Colorada Ag-Zn-Pb deposit in Zacatecas,

Mexico.

Mineralogical

Magazine,68(06),

923-937.

doi:10.1180/0026461046860231(CD). 11. Clark, A. H. (1990). The slump breccias of the Toquepala porphyry Cu(-Mo) deposit, Peru; implications for fragment rounding in hydrothermal breccias. Economic Geology,85(7), 1677-1685. doi:10.2113/gsecongeo.85.7.1677(CD). 12. Fletcher, C. J. (1977). The geology, mineralization, and alteration of Ilkwang Mine, Republic

of

Korea;

a

Cu-W-bearing tourmaline

breccia

pipe.

Economic

Geology,72(5), 753-768. doi:10.2113/gsecongeo.72.5.753(CD). 13. Gates, O. (1959). Breccia pipes in the Shoshone Range, Nevada. Economic Geology,54(5), 790-815. doi:10.2113/gsecongeo.54.5.790(CD). 14. Genna, A., Jébrak, M., Marcoux, E., & Milési, J. P. (1996). Genesis of cockade breccias in the tectonic evolution of the Cirotan epithermal gold system, West Java. Canadian Journal of Earth Sciences,33(1), 93-102. doi:10.1139/e96-010(CD). 15. Geochemical characteristics of mineralized breccia pipes in the Red Mountain District, San Juan Mountains, Colorado. (1973). doi:10.3133/b1381(CD). 16. Gomez, D.F.G. (2009). Evaluación de zonas de alteración hidrotermal y fases intrusivas,

para

el prospecto “Stock Porfirítico de Piedra Sentada” (Vereda Santa Lucía) Cauca, Colombia. Departamento de Geociencias, Universidad Nacional de Colombia.(CD).

114

17. Hahn, T. (2006). The OLYMPIC DAM Cu-U-Au-Ag-REE deposit, Australia. Department of Economic Geology and Petrology, TU Bergakademie Freiberg, Germany.(CD). 18. Hammen, T. V., Werner, J., & Dommelen, H. V. (1973). Palynological record of the upheaval of the Northern Andes: A study of the pliocene and lower quaternary of the Colombian Eastern Cordillera and the early evolution of its high-Andean biota. Review of Palaeobotany and Palynology, 16(1-2), 1-122. doi:10.1016/00346667(73)90031-6. (CD). 19. Hen, R.W. (1991): Epithermal Gold Deposits in Volcanic Terranes; in Gold Metallogeny and Exploration, R.P. Foster, Editor, Blackie and Sons Ltd, Glasgoww, pp. 133-164.(CD). 20. Hudson, T., Smith, J. G., & Elliott, R. L. (1979). Petrology, composition, and age of intrusive rocks associated with the Quartz Hill molybdenite deposit, southeastern Alaska. Canadian Journal of Earth Sciences,16(9), 1805-1822. doi:10.1139/e79-165. (CD) 21. Jébrak, M. (1997). Hydrothermal breccias in vein-type ore deposits: A review of mechanisms, morphology and size distribution. Ore Geology Reviews,12(3), 111-134. doi:10.1016/s0169-1368(97)00009-7(CD). 22. Kents, P. (1964). Special breccias associated with hydrothermal developments in the Andes. Economic Geology,59(8), 1551-1563. doi:10.2113/gsecongeo.59.8.1551 23. Maksaev, V.J. (2001). RESEÑA METALOGENICA DE CHILE Y DE LOS PROCESOS QUE DETERMINAN LA METALOGENESIS ANDINA.(CD). 24. Mcphie, J., Kamenetsky, V. S., Chambefort, I., Ehrig, K., & Green, N. (2011). Origin of the supergiant Olympic Dam Cu-U-Au-Ag deposit, South Australia: Was a sedimentary basin involved? Geology,39(8), 795-798. doi:10.1130/g31952.1(CD).

115

25. Lugo, R.F.P. (2003). PROSPECCIÓN GEOLÓGICA Y GEOQUÍMICA REGIONAL EN EL ÁREA DE MANDÉ, FASE II, INFORME FINAL. INGEOMINAS, SUBDIRECCIÓN DE RECURSOS DEL SUBSUELO.(CD). 26. Oreskes, N., & Einaudi, M. T. (1990). Origin of rare earth element-enriched hematite breccias at the Olympic Dam Cu-U-Au-Ag deposit, Roxby Downs, South Australia. Economic Geology,85(1), 1-28. doi:10.2113/gsecongeo.85.1.1(CD). 27. Oreskes, N., & Einaudi, M. T. (1992). Origin of hydrothermal fluids at Olympic Dam; preliminary results

from

fluid

inclusions

and

stable

isotopes.

Economic

Geology,87(1), 64-90. doi:10.2113/gsecongeo.87.1.64(CD). 28. Ray, G.E. & Lefebure, D.V. (1999).A Synopsis of Iron Oxide ± Cu ± Au ± P ± REE Deposits of the Candelaria-Kiruna-Olympic Dam Family. Geological Fieldwork 1999, Paper 2000-1.(CD). 29. ROBB, L. (2017). INTRODUCTION TO ORE-FORMING PROCESSES. JOHN WILEY & Sons.(CD). 30. Rodríguez, G.G. (2010).GEOLOGÍA DE LAS PLANCHAS 58 CAPURGANÁ, 68 ACANDÍ Y 79 BIS CERRO TAGARÍ. INGEOMINAS.(CD). 31. Sanchez, D.I., Frantz, J.C., Márquez J.C. y Barrera M.C. (2008). Petrología del Batolito de Acandí y cuerpos asociados, Unguía-Chocó, Colombia. Boletín de Geología, 40(1), 63-81. Doi: 10.18273/revbol.v40n1-2018004.(CD). 32. Sawkins, F. J. (1969). Chemical brecciation, an unrecognized mechanism for breccia formation? Economic Geology,64(6), 613-617. doi:10.2113/gsecongeo.64.6.613(CD). 33. Sillitoe, R.H. (1993): Epithermal Models: Genetic Types, Geometrical Controls and Shallow Features; in Mineral Deposit Modeling, Kirkham, R.V., Sinclair, W.D.,

116

Thorpe, R.I., and duke, J.M., Editors, Geological Society of Canada, Special Paper 40, pp. 403-417.(CD). 34. SILLITOE, R., (2000): Gold-rich porphyry deposits: descriptive and genetic models and their role in exploration and discovery. Reviews in Economic Geology, Volume 13. Canada.(CD). 35. Sillitoe, R. H., Jaramillo, L., & Castro, H. (1984). Geologic exploration of a molybdenum-rich porphyry copper deposit at Mocoa, Colombia. Economic Geology,79(1), 106-123. doi:10.2113/gsecongeo.79.1.106(CD). 36. Sillitoe, R. H. (1985). Ore-related breccias in volcanoplutonic arcs. Economic Geology,80(6), 1467-1514. doi:10.2113/gsecongeo.80.6.1467(CD). 37. Tămaș, C., & Milési, J. (2003). Hydrothermal breccia pipe structures: General features and genetic criteria - II Phreatic breccia. Studia Universitatis Babes-Bolyai, Geologia,48(1), 55-66. doi:10.5038/1937-8602.48.1.5(CD). 38. Valencia, M.M. (2006). Características metalogenéticas de los depósitos de tipo pórfido cuprífero en México y su situación en el contexto mundial. BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA VOLUMEN CONMEMORATIVO DEL CENTENARIO REVISIÓN DE ALGUNAS TIPOLOGÍAS DE DEPÓSITOS MINERALES

EN

MÉXICO

TOMO LVIII, NÚM. 1, 2006, P. 1-26(CD). 39. Westra G. Keith ,S.B., 1981, classification and genesis of stockwork molybdenum deposits . Economic Geology.v, . 76, p. 844-878. 40. White, N.C. (1991): High Sulfidation Epithermal Gold Deposits: Characteristics and Model for Their Origin; in High-temperature Acid fluids and Associated Alteration and Mineralization, Geological Survey of japan, Report Nº 277, pp. 9-20.(CD).

117

41. Wright, A. E., & Bowes, D. R. (1963). Classification Of Volcanic Breccias: A Discussion. Geological Society of America Bulletin,74(1), 79. doi:10.1130/00167606(1963)74[79:covbad]2.0.co.(CD).

Webgrafia:

1. Mining Technology, 2016. (https://www.mining-technology.com/projects/olympicdam/) 2. Universidad de Valladolid, 2015. (http://greco.fmc.cie.uva). 3. Universidad de Alicante, 2018. ( https://glosarios.servidor-alicante.com)

118