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Yacimientos de Oro-Cobre de Hierro
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Yacimientos de Oro – Cobre Oxido de Hierro: Geología, Distribución de Espacio – Tiempo y Modos Posibles de Origen Resumen Muchos sistemas diversos de minerales son clasificados como yacimientos de oro – cobre oxido de hierro (IOCG) basados en una definición empírica que surge de características geo químicas que no especifican escenario tectónico, el entorno geológico o fuentes de fluido que forman minerales, metales u otros componentes minerales. Tales yacimientos tienen (1) Cu, con o sin Au, como metales económicos; (2) estilos de minerales hidro termales y controles estructurales fuertes; (3) magnetita y / o hematite abundante; (4) óxidos de Fe con Fe / Ti mayores que aquellos en la mayoría de rocas ígneas y moles de corteza y (5) asociaciones espaciales no claras con intrusiones ígneas, por ejemplo, desplegadas por yacimientos minerales de pórfidos y skarn. Los yacimientos IOCG tienen comúnmente una asociación espacio – tiempo con minerales de óxido de Fe que producen apatite tipo Kiruna y muchos ejemplos del último que contienen minerales sulfido, Cu y Au. La mayor parte de los yacimientos que despliegan una asociación amplia de espacio – tiempo con granitoides batolíticos, ocurren en escenarios de corteza con metasomatismo alkali comúnmente pervasivo y extenso y muchos son enriquecidos en un lugar geoquímicamente diverso, distintivo de elementos menores que incluyen varias combinaciones de F, P, Co, Ni. As, Mo, Ag, Ba, LREE y U. Los sistemas Cu – Au de óxido de hierro son numerosos y ampliamente distribuidos en tiempo y espacio, ellos ocurren en todos los continentes y datan en edad desde el presente hasta el pasado al menos hasta el Arcano Tardío. En términos económicos, los yacimientos IOCG más importantes son aquellos en el distrito de Carajás, Brasil (craton Amazónico, Arcano); en el craton Gawler y los distritos de Cloncurry, Australia (Paleoproterozoico tardío a Mesoproterozoico intracratonico o escenarios relacionados con la subducción distal) y en el arco marginal continental
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Yacimientos de Oro – Cobre Oxido de Hierro:
Geología, Distribución de Espacio – Tiempo y Modos Posibles de Origen
Resumen
Muchos sistemas diversos de minerales son clasificados como yacimientos de
oro – cobre oxido de hierro (IOCG) basados en una definición empírica que
surge de características geo químicas que no especifican escenario tectónico,
el entorno geológico o fuentes de fluido que forman minerales, metales u otros
componentes minerales. Tales yacimientos tienen (1) Cu, con o sin Au, como
metales económicos; (2) estilos de minerales hidro termales y controles
estructurales fuertes; (3) magnetita y / o hematite abundante; (4) óxidos de Fe
con Fe / Ti mayores que aquellos en la mayoría de rocas ígneas y moles de
corteza y (5) asociaciones espaciales no claras con intrusiones ígneas, por
ejemplo, desplegadas por yacimientos minerales de pórfidos y skarn.
Los yacimientos IOCG tienen comúnmente una asociación espacio – tiempo
con minerales de óxido de Fe que producen apatite tipo Kiruna y muchos
ejemplos del último que contienen minerales sulfido, Cu y Au. La mayor parte
de los yacimientos que despliegan una asociación amplia de espacio – tiempo
con granitoides batolíticos, ocurren en escenarios de corteza con
metasomatismo alkali comúnmente pervasivo y extenso y muchos son
enriquecidos en un lugar geoquímicamente diverso, distintivo de elementos
menores que incluyen varias combinaciones de F, P, Co, Ni. As, Mo, Ag, Ba,
LREE y U. Los sistemas Cu – Au de óxido de hierro son numerosos y
ampliamente distribuidos en tiempo y espacio, ellos ocurren en todos los
continentes y datan en edad desde el presente hasta el pasado al menos hasta
el Arcano Tardío. En términos económicos, los yacimientos IOCG más
importantes son aquellos en el distrito de Carajás, Brasil (craton Amazónico,
Arcano); en el craton Gawler y los distritos de Cloncurry, Australia
(Paleoproterozoico tardío a Mesoproterozoico intracratonico o escenarios
relacionados con la subducción distal) y en el arco marginal continental
extendido Jurásico – Cretáceo de la franja costera batolítica en Chile y Peru.
Los yacimientos IOCG y las características asociadas definen las distintas
franjas metalogénicas en el cual otro tipo de depósitos Cu y Au son raros o
ausentes. Los depósitos más largos incluyen Salobo, Cristallino, Sossego y
Alemao (Carajás), Olympic Dam (cartón Gawler), Ernest Henry (distrito de
Cloncurry) y Candelaria – Punta del Cobre y Manto Verde (Chile) y tienen
recursos mayores que los 100 millones de toneladas métricas (Mt) que llegan a
más de 1,000 Mt con grados de metal que exceden a los de los yacimientos de
Cu + - Au de estilo porphyry.
Una comparación de yacimientos IOCG más grandes y bien descritos ilustra la
diversidad geológica de la clase como un todo. Ello ocurre en un rango amplio
de diferentes rocas huésped, entre los cuales son particularmente prominentes
los granitoides plutónicos, rocas (meta) vulcánicas andesiticas y asociaciones
de rocas metabásicas – (meta) siliclasticas. Las rocas huésped pueden ser
ampliamente similares en edad al mineral (ejm. Olympic Dam, Candelaria –
Punta del Cobre, Raul – Condestable) pero en otros casos preceden
significativamente la mineralización tal que la formación mineral se relaciona a
un evento geológico separado (ejm. Salobo, Ernest Henry). Se interpreta que la
mineralización ha ocurrido en una amplia profundidad de alrededor 10 km (ejm.
varios yacimientos en el distrito de Cloncurry) para cerrar la superficie (ejm. el
Olympic Dam); donde los sistemas han sido inclinados y expuestos en una
sección cruzada (tal como en Raúl – Condestable en Perú), ellos pueden
desplegar parageneses de mineral fuertemente zonificadas. Los controles
estratigráficos y / o estructurales son pronunciados, con depósitos
característicamente localizados en curvas e intersecciones de fallas, zonas de
cizallar, contactos de roca o cuerpos breccia o como reemplazos de litología
controlada.
Las rocas huésped en inmediaciones de los cuerpos minerales despliegan
alteración hidro termal intensa. En la inmediación inmediata del mineral, las
condiciones variables de alteración temperatura - presión y mineralización son
reflejadas en un espectro de yacimientos que van desde aquellos en los cuales
el óxido de Fe dominante es magnetita y la alteración está caracterizada por
minerales tal como la biotita, K – feldespato y amphibole hasta los sistemas
dominados por la hematita en el cual las fases principales de alteración de
silicato son sericite y chlorite. Donde la alteración, Na – Ca que tiende a ser
desarrollada de forma más profunda o distal a partir del mineral, es más
extensa y comúnmente precede la alteración K – Fe y la mineralización. Los
carbonatos son comúnmente abundantes, particularmente en asociación con o
posteriormente, a los sulfidos que producen Cu que tienden a ser
paragenéticamente tardíos y posteriores a la alteración del silicato a alta
temperatura en los yacimientos más profundos. La variación independiente en
condiciones f02 – fs2 – (T) durante la mineralización produjeron yacimientos
que van desde ejemplos pobres en pirita, con asociaciones minerales complejas
de Cu, incluyendo chalcopirita, bornite y chalcocite (ejm. Salobo, Olympic Dam)
hasta otros en el cual la pirita y chalcopirita son los principales sulfidos (ejm.
Ernest Henry, Candelaria).
La evidencia de inclusión de fluido sugiere que el agua del mar
geoquímicamente complejo comúnmente con un componente carbónico,
estuvieron involucrados en el génesis de IOCG. Sin embargo, la última fuente
de agua, CO2, metales, sulfuro y salinite tiene que ser bien restringido y es
posible que estos componentes puedan tener orígenes diferentes de yacimiento
a yacimiento. El agua del mar y los metales pueden originarse de magmas
subyacentes, indirectamente por interacción de fluidos magmáticos con rocas
del terreno y otros fluidos; o independientemente a través de la modificación de
fluidos basinales o metamórficos. El yacimiento de minerales puede involucrar
primariamente interacción de fluidos voluminosos con rocas de pared y
enfriamiento. Sin embargo, varios estudios han enfatizado el rol de mezclar
agua de mar rica en metal y pobre en sulfuro con fluidos que producen sulfuro
en el lugar de yacimiento del mineral, sin embargo la caracterización de los
fluidos causativos han probado ser problemáticos. La incertidumbre también
existe acerca los escenarios tectónicos originales de varios distritos IOCG
importantes y se necesita considerablemente más investigación antes de
aclarar si estos yacimientos están vinculados por una familia única de
mecanismos genéticos o si ellos se pueden formar en un rango de entornos
geológicos fundamentalmente diferentes a partir de fluidos de diferentes
fuentes.
Introducción
Uno de los grandes yacimientos
minerales del mundo fue
descubierto en el Olympic Dam en
el Sur de Australia en 1975 por
Western Mining Corporation. Este
evento fue excepcional no solo por
el tamaño y grado de la fuente sino
también por el estilo no predecible y
el entorno geológico del yacimiento,
el cual era diferente de otros
sistemas minerales importantes
conocidos en el momento (Roberts y
Hudson, 1983). Una de las
características notables fue la firma
geo química, en las cuales grandes
cantidades de óxido de Fe están
asociadas con Cu, Au, Ag, U, Ba, F
y elementos de la tierra ligeramente
raros (LREE). Desde entonces, el
término “yacimiento Feroxido Cu –
Au (o IOCG)” (Hitzman et al., 1992)
ha tenido uso general (ejm. Porter,
2000) y ha llegado a estar asociado
con uno de los campos más
desafiantes de investigación en la
geología económica
contemporánea. La clasificación ha
sido aplicada a los yacimientos que
despliegan gran diversidad en su
edad, firma geo química,
minerología, rocas huésped y
escenarios geológicos locales.
Muchos ocurren en los terrenos
Precambrian iniciales donde el
escenario tectónico durante la
formación mineral no está claro o es
controversial. Las fuentes de fluidos,
ligands y los metales minerales son
vigorosamente debatidos y pueden
no ser los mismos en todos los
casos. Varias afinidades con otros
grupos de yacimientos minerales
han sido especulados pero
permanecen sin ser demostrados y
es posible que ejemplos de lo que
ha sido llamado yacimientos de
IOCG probarán ultimadamente ser
productos de varios procesos
fundamentalmente diferentes y / o
entornos. Este trabajo proporciona
una visión de la distribución espacio
– tiempo de los depósitos IOCG y
un marco de trabajo geológico
descriptivo que cubre los mejores y
más grandes depósitos estudiados.
Perspectiva Histórica
El surgimiento del concepto de una
clase de yacimiento mineral IOCG
deriva directamente a partir del
descubrimiento del Olímpic Dam, sin
embargo la minería de lo que ahora
podría ser considerado yacimientos
IOCG data por lo menos del siglo
diecisiete cuando la producción Cu
fue registrada desde el norte de
Suecia (Bergman et al. 2001). El
yacimiento Olimpic Dam ocurre
inmediatamente bajo una
inconformidad que separa el sótano
de las rocas sedimentarias
Neoproterozoicas. Su
descubrimiento fue esencialmente
inesperado, ya que resultó de un
programa de exploración regional
diseñado para evaluar el potencial
del strata – bound del yacimiento
de Cu de la secuencia de cobertura.
Las observaciones iniciales de las
perforaciones condujeron a una
mala interpretación inicial que los
breccia hidro termales que
hospedan el cuerpo mineral eran
rocas sedimentarias (Roberts y
Hudson, 1983; Revé et al. 1990).
Meyeer (1988) incluyó yacimientos
minerales “tipo Olimpic Dam” como
una categoría en un grupo más
grande, incluyendo también
minerales de óxido de Fe que
producen apatita “tipo Kiruna”, los
cuales se proponían que estaban
afiliados con granitos alcálicos,
porphyries y carbonatites. La
omisión de los minerales de Fe
apatiticos distintamente como el
Kiruna y asociados con diorite de
los Andes de esa clasificación (ef.
Sillitoe, 2003) y una mejor
apreciación del carácter petrogénico
verdadero de las rocas ígneas en
Kiruna (Bergman et al. 2001) han
expuesto defectos en las bases para
esa agrupación. Sin embargo, los
roles posibles para el magmatismo
carbonatite – álcali en la génesis
IOCG y origen de las afinidades con
los minerales Fe tipo Kiruna aún
siguen siendo temas importantes en
la literatura.
Dos descubrimientos adicionales, a
saber de los yacimientos de La
Candelaria (1987, Mesozoic Coastal
Cordillera, Chile) y Ernest Henry
(1991, bloque occidental
Proterozoico Mount Isa, Australia)
tenían impactos inmediatos en la
prospectividad Cu – Au de sus
regiones, pero fueron varios años
antes que las primeras
descripciones de estos depósitos
estuvieron disponibles para el
dominio público. En ese momento,
el verdadero carácter hidro termal
huésped en breccia del yacimiento
Olimpci Dam había llegado a ser
aparente (Oreskes y Einaudi, 1990,
1992) y Hitzman et al, (1992)
propusieron que el Olimpic Dam,
varios otros depósitos Cu – Au
hidrotermales ricos en óxido de Fe,
junto con minerales de óxido de Fe
que producen apatita tipo Kiruna,
podrían ser considerados como un
grupo relacionado de yacimientos
hidrotermales Proterozoicos que se
formaron en escenarios tectónicos
extensos. Esto fue particularmente
contencioso en el sentido que se
argumentaba durante mucho tiempo
que los minerales tipo Kiruna se
originaban de las fundiciones
immiscibles ricas en Fe (ver
Frietsch, 1978, para un resumen).
Perspectivas fundamentalmente
diferentes acerca del origen de las
rocas de oxido de Fe – apatita
continúan hasta ahora (Nystrom y
Henriquez, 1994; cf. Sillitoe y
Burrows, 2002) y a pesar de las
asociaciones espaciales y algunas
similitudes en la alteración de la
minerología, una relación genética
cercana de estos yacimientos con
los yacimientos IOCG siguen siendo
enigmáticos.
Conduciendo al descubrimiento de
Ernest Henry, dos yacimientos más
pequeños huésped en las rocas
metasedimentaria habían sido
previamente descubiertos en los
años 80 en el bloque occidental
Mount Isa (distrito Clon – curry), a
saber Starra, que también ha sido
conocido como Selwyn y Trough
Tank, que fue subsecuentemente
llamado Osborne. Ambos tienen
asociaciones espaciales cercanas
con las rocas ricas en oxido de Fe y
se ha interpretado previamente que
son depósitos minerales exhalativos
– singenéticos (Davidson et al.
1989). Quizás debido a esto, el
concepto de que yacimientos de
minerales con afinidades al Olimpic
Dam podrían existir en el norte de
Australia, recibió poca atención
internacional por algún tiempo, pese
a la posibilidad de ser promovido
dentro del país mismo (ejm.
Wyborn, 1992, Williams y Blake,
1993).
Grandes extensiones del bloque
occidental Mount Isa están bien
expuestos, permitiendo el
reconocimiento del metasomatismo
alkali extensivo alrededor de los
granitoides batolíticos. Este sistema
de alteración produce un fuerte
parecido a aquel asociado con los
minerales Fe que producen apatita
en el norte de Suecia y los Andes y
es evidentemente debido a una
circulación a gran escala de fluidos
salinos (Phillips et al. 1994;
Williams, 1994; De Jong y Williams,
1995; Williams et al, 1995). El hierro
lixiviado durante este
metasomatismo, podría haber sido
re depositado en los lugares
estructurales para formar cuerpos
de oxido de Fe y breccias asociadas
tal como aquellos que hospedan el
yacimiento Au – Cu Starra (Williams,
1994). Independientemente, Barton
y Johnson (1996) invocaron la
circulación de los fluidos con
salinidad de fuente evaporite en la
formación de depósitos de oxido de
Fe relacionado con igneous (REE –
Cu – Au- U) basados en estudios de
literatura, las consideraciones
geoquímicas y su propia experiencia
en el arco y terrenos extensos de
Norte América sur occidental
(Barton et al. 1988, Battles y Barton,
1995).
A finales de los años 90, los datos
geológicos básicos para los
yacimientos IOCG grandes
empezaron a aparecer junto con los
datos metalogénicos detallados para
varios yacimientos excepto Olimpic
Dam (en parte revisado por
Partington y Williams, 2000). Los
depósitos de Starra y Osborne
fueron subsecuentemente re
interpretados como epigenéticos
(Rotherham, 1997, Adehesad et al.,
1998) y fue establecido el
fuertemente mineralizado,
comparativamente bien expuesto y
fácilmente accesible distrito de
Cloncurry como una localización
importante pata los estudios
metalogenicos (ejm. Hitzman, 2000).
En este momento también llegó a
ser aparente que la provincia de
Carajás Brasil bien dotada de
minerales contenga yacimientos de
Cu – Au de afinidad IOCG,
incluyendo el yacimiento grande de
Salobo que había sido descubierto
en 1977 (ejm. Lindenmayer y
Teixeira, 1999). Este
subsecuentemente llegó a ser más
significativo mientras que los datos
geo cronológicos emergían para
mostrar que por lo menos algo de
los yacimientos de Carajás son de
edad Arcano, así expandiendo
considerablemente el rango
temporal conocido de procesos
metalogénicos IOCG (Requia et al.
2003).
Dos compilaciones de trabajos
(Porter 2000, 2002) y una revisión
reciente de ocurrencias en los
Andes (Sillitoe, 2003) han
aumentado el marco de trabajo
descriptivo general para los
depósitos IOCG. Ellos también
revelan la tendencia para un rango
crecientemente diverso de depósitos
para ser discutido en este contexto y
vacíos expuestos en el
entendimiento general de los
procesos que forman los minerales
IOCG. Algunas preguntas claves se
remontan a la clasificación original
de Meyer (1988) incluyendo si los
depósitos IOCG son parte de un
continuo que incluye los minerales
Fe tipo Kiruna y si algunos de ellos,
por lo menos pueden estar
relacionados directamente a los
magmas carbonatite álcali (cg.
Grives y Vielreicher, 2001).
Clasificación
Los vacíos en nuestro
entendimiento genético obligan al
uso de una combinación empírica
de características para proporcionar
una definición de las clases de
yacimientos IOCG. Las
características claves incluyen lo
siguiente: (1) La presencia de Cu
con o sin Au como metales
económicos, (2) rasgos
hidrotermales, breccia y / o estilos
de minerales de reemplazo,
característicamente en sitios
estructurales específicos; (3)
magnetita y / o hematita abundante
a través de algunos distritos que
contienen yacimientos cogenéticos
en el cual las influencias de roca –
huésped parecen haber suprimido la
formación de óxidos de Fe (ejm
Williams 2001; Knight et al, 2002);
(4) óxidos de hierro los cuales tiene
bajo contenido de Ti comparado con
aquellos en la mayor parte de rocas
ígneas y (5) ausencia de
asociaciones espaciales claras con
intrusiones ígneas, tal como
aquellas que caracterizan los
yacimientos de minerales porphyry y
skarn. Esta parte de la definición
incluye yacimientos directamente
asociados con las intrusiones de
carbonatite (ejm. Phalabrowra; cf.
Groves y Vielreicher, 2001).
Otras características comunes de
los yacimientos IOCG y su sus
entornos geológicos que pueden no
estar presentes en todos los casos
incluyen: una asociación amplia de
tiempo – espacio con granitoides
batholíticos, escenarios crustales
con con metasomatismos álcali
excepcionalmente voluminosos
generalmente pervasivos y
minerales enriquecidos en un lugar
distintivo geo químicamente diverso
de elementos menores, incluyendo
varias combinaciones de F, P, Co,
Ni, As, Mo, Ag, Ba, LREE y U (en
contraste con el Zn y Pb, que en la
mayoría de los casos no están
enriquecidos o están reducidos
comparados con las rocas
huésped).
Los minerales de apatita óxido de
Fe tipo Kiruna y los skarns Fe no
son yacimientos IOCG pero pueden
compartir ciertas características con
los yacimientos IOCG, incluyendo;
(1) coexistencia en algunas
provincias metalogénicas donde
otros tipos de yacimientos de
minerales son raros; (2) la
asociación común con álcali de
larga escala, particularmente
sistemas de alteración sódica; y (3)
asociaciones de elementos menores
de superposición (ejm. Cu, Au, P, R,
REE, U). Estas similitudes han
estimulado mucha discusión acerca
de las relaciones entre estos varios
yacimientos ricos en Fe, incluyendo
la posibilidad que representen un
continuo (Meyer, 1988, Hitzman et
al, 1992, Barton y Johnson, 1996,
2000; Hitzman, 2000).
Consecuentemente, las siguientes
dos secciones que abordan la
distribución espacio – tiempo y las
relaciones de composición – tamaño
de los yacimientos IOCG también
consideran estos otros tipos de
yacimientos de minerales ricos en
Fe.
Distribución Global en Espacio y
Tiempo
Los sistemas hidrotermales con
características relacionadas con
IOCG son numerosas y
ampliamente distribuidas en el
espacio y tiempo, ellos ocurren en
todos los continentes y ellos varían
en edad desde el presente hasta el
Arcano Tardío (Fig. 1,2). A pesar de
que los yacimientos ricos en Au –
Cu de interés económico no son
comunes y pueden estar
restringidos a una minoría de
regiones, cada provincia mostrada
en la Fig. 1 contiene múltiples
sistemas que tienen yacimientos
con abundante oxido de Fe, Cu, Au,
Co y / o REE accesorio y alteración
hidrotermal extensivo rico en álcali
(App. Tabla A1).
Dentro de la mayoría de las
regiones, las ocurrencias con estas
características distintivas van desde
diez a cientos. Muchas regiones
están incompletamente
caracterizadas debido a las
combinaciones de cobertura post
mineral, historias complejas
geológicas que pueden oscurecer
las características de los sistemas
IOCG y el interés relativamente
reciente en estos sistemas como un
grupo definido. Sin embargo, ellos
pueden ser fácilmente reconocidos
debido a su volumen físico distintivo
y las características químicas que
sobreviven incluso la sobre carga
intensa de los eventos más jóvenes.
Las rocas ígneas asociadas y los
escenarios tectónicos (Tabla A1)
son variados. Las rocas ígneas, las
cuales están casi invariablemente
presentes, varían desde felsic,
granitoides, variablemente alcalicos,
hasta rocas intermedias
relacionadas con el arco hasta
intrusiones mafic. Los yacimientos
grandes de Cu y Au están
asociados con las composiciones
intermedias a felsic.
Ni los yacimientos de Fe ni los
dominados por Cu muestran una
dependencia obvia del tiempo
aparte de la quizás abundancia
singular de yacimientos ricos en Cu
en la provincia Arcano Tardío de
Carajás (Fig. 2). Las edades en
muchas áreas están pobremente
limitadas debido a las dificultades en
establecer las fechas de las rocas
deformadas y alteradas. La máxima
local en la distribución temporal
representan provincias individuales
o espacialmente relacionadas. A
saber, Carajás para el Arcano
Tardío, el norte de Laurentia (norte
de Suecia, Gran Oso) para el
Proterozoico Temprano, la mayor
parte de los sistemas del continente
medio de los Estados Unidos y
Australia para el Proterozoico
Medio, eventos Pan – Africanos
para el Proterozoico Tardio, el
Altaides para el Paleozoico medio a
tardío y la Cordillera Americana para
el Mesozoico Tardío a Cenozoico. El
Proterozoico Medio reconocido
hace mucho tiempo por Meyer
(1988) es uno de estos episodios y
proporcionan una impresión
equivocada de que los sistemas
IOCG eran distintivamente
Proterozoicos en edad, un concepto
que se sabe ahora que es incorrecto
(Fig 2).
Las relaciones de edad dentro de
las provincias individuales son
complejas como se discuten abajo.
Comúnmente, pero no
universalmente, la mineralización
Cu – Au ocurrió relativamente tarde
en el desarrollo prolongado de los
terrenos bien mineralizados (ejm.
Cloncurry); Williams y Skirrow,
2000). En otras áreas, el Cu fue
depositado relativamente temprano
o repetidamente dentro de episodios
magmáticos particulares (ejm.
Humbolt system Nevada, Dilles et
al. 2000; distrito de Punte del Cobre,
Chile, Marschik y Fontbote, 2001 a).
Los distritos del Arcano Tardío y el
Proterozoico Temprano son
expandidos a través de la mayor
parte de los continentes con una
concentración temporal alrededor de
1900 Ma (Baltic Shiled, Great Bear,
Tennant Creek). La provincia
Arcana de Carajás es
excepcionalmente rica en Cu – Au.
Estas regiones contienen
numerosos sistemas que comparten
alteración y asociaciones de metal
con ejemplos más jóvenes. La
provincia de minerales, Norrbotten,
Suecia en el norte del Baltic Shield
es notable por su asociación
regional de yacimientos de IOCG y
cuerpos de oxido de Fe que
producen apatita, incluyendo el
ejemplo arquetípico del último en
Kiruna y la alteración regional álcali
dominada por Na (Frietsch et al,
1997; Bergman et al, 2001). La
provincia también contiene un gran
yacimiento de Cu – Au que produce
oxido de Fe en Aitik que tiene IOCS
discutible versus afinidades
porphyry ( Wanhainenen et al.
2003). Australia y Norte America
hospedan los sistemas
Proterozoicos Medios más
conocidos – una asociación que
puede reflejar la proximidad de
estos continentes durante este
tiempo (ejm. Thorkelson et al, 2001).
Ocurrencias en las Montañas
Wernecke, Territorio de Yukon,
Canadá, contrastan con ejemplos
similares en edad en Australia en
que no existe evidencia de actividad
magmática de sincronía.
(Yacimientos y ocurrencias en el sur
de Australia (Stuart Shelf, Australia
del Sur y cartón Curnamona, Wales
Nuevo Sur) son de
aproximadamente la misma edad
(1500 – 1600 Ma) como yacimientos
de la región Cloncurry del Mount Isa
inlier. Queensland. Ampliamente
edades similares (ca, 1500 Ma)
tipifican el terreno con rhyolite –
granito del continente medio de los
Estados Unidos y equivalentes con
metamorfosis a lo largo del litoral
Oriental (Tabla A1). La alteración
sódica está presente en todas estas
áreas Proterozoicas Medias. La
alteración K silicato ocurre
ampliamente y puede ser
reconocido incluso en los terrenos
con facies granulitos en la parte
oriental de los Estados Unidos
donde está representado por
gneisses magnéticos –
microclinos.
Los sistemas IOCG Paleozoicos
más iniciales y el Proterozoico más
tardío ocurre predominantemente en
Africa y los continentes adyacentes,
notablemente en Africa del Sur en el
arco Lufilian y dentro y o en los
márgenes del Shield de Arabia (Fig.
1,2). A pesar que el establecimiento
de fechas precisas ha comenzado
recientemente, la mineralización en
estas regiones pueden haber tenido
lugar intermitentemente durante
varios cientos de millones de años y
puede coincidir con las ocurrencias
de Gondwanan en el sur occidente
Asiático (Iran e India occidental; ver
Tabla A1). La alteración sódica de
temperatura media a alta (cálcico)
está expandido ampliamente y los
ensamblajes de silicato K son
reportados desde la mayor parte de
las áreas. Las posibles provincias
IOCG Paleozoico medio a tardío
ocurren principalmente junto con las
franjas relacionadas con el Altaid
desde Asia central a través de
Kazakstan, las Montañas Urales y
en Turquía (Fig 1; Zoneschain et al,
1990). Estos incluyen los grandes
yacimientos skarn y “hosted –
volcanic” relacionados con diorite
(algunos de > 1 billón de toneladas)
que producen Cu (hasta 0.6 wt %)
de las Provincias de Turgai y
Masnitogorsk en Kazakhstan y
Rusia, respectivamente (Sirnow,
1977, Herrington et al, 2002).
Todos estos distritos contienen
abundante alteración sódica –
cálcica, la alteración potásica
expandido de forma amplia ocurre
con más lugares ígneos felsicos en
el Asia Central.
Las ocurrencias Mesozoicas –
Cenozoicas ocurren a lo largo de los
márgenes de los continentes
modernos en oeste de China, la
Cordillera Americana y oeste de
Estados Unidos. Ellos incluyen los
skarns de Fe (Cu – Co. – Au) y
veins del sur oeste de Pensilvania,
que se distinguen en que están
relacionados primariamente con las
intrusiones basálticas. Sistemas
análogos de oxido de Fe
hidrotermales pero más dominados
por breccia con alteración de skarn
y /o sódico – cálcico extensivo, pero
carente de Cu económico, ocurre
con los “traps” Permo – Triassic
Siberian (ejm. Korshunovsk. Vetka).
Las franjas costeras Peruanas y
Chilenas contienen muchos
yacimientos de magnetita – apatita
tal como Marcona, Peru y El
Romeral, Chile también como un
número significativo de yacimientos
de Cu + - Au, incluyendo Candelaria
y Manto Verde, Chile y Raul
Constable, Perú. Este último grupo y
sus contrapartes Norte Americana y
China están asociados con los
entornos desde el arco hasta el arco
trasero dominado por el
magmatismo intermedio (Tabla A1).
Las ocurrencias Cu – Au “hosted
– hematite masivo “tipo separación
” de la Cuenca sur y provincia de
Range son una variante que carece
de cualquier asociación clara con
magmatismo (Wilkins et al, 1986;
Ilchik y Barton, 1997), Los sistema
Cenozoicos de posible afinidad
IOCG son conocidos mejor por su
producción Fe o potencial Fe (ejm,
Cerro de Mercado, Durango,
México; Iron Springs, UTA; El Laco,
Chile). Solo unos pocos de estos
yacimientos han producido Cu o Au,
notablemente una menor producción
histórica a partir de yacimientos de
Cu – Au hematita relacionados con
separación del sur oeste de los
Estados Unidos (Wilkins et al.
1986), sin embargo prospectos Cu
– Au alto andinos de probablemente
afinidad IOCG tal como Arizaro,
Argentina (Dow y Hitzman, 2002)
han atraído considerable atención.
Contenidos de Metal y Tamaños
de Sistemas IOCG
Los sistemas más grandes de IOCG
y minerales de Fe que producen
apatita contienen más de 1 billón de
toneladas (Gt) de mineral de Fe y
mineral de Cu – Au y comúnmente
tienen cantidades significativas de
elementos accesorios que incluyen
P, REE, Co, Ag y U (Tabla A1, Fig.
3, App. Fig A1). Relativamente
pocos yacimientos tienen un lugar
completo de datos químicos, los
yacimientos de Fe generalmente
han reportado Fe, P, S y Ti
raramente Cu y en casi ningún caso
Au u otros elementos de indicio. A la
inversa, en depósitos Cu, solamente
Cu y Au son ampliamente
reportados, otras composiciones de
elementos de indicio son escasos y
los datos acerca de los contenidos
de Fe son raros. Mineralogía y las
descripciones de roca proporcionan
la base principal para reconocer las
similitudes entes estos depósitos,
sin embargo existen datos
suficientes de Cu a partir de los
depósitos de Fe para sugerir que
estos podría representar un
continuo (Fig. 3).
Los yacimientos de minerales de
hierro promedian entre 30 y 70 wt
porciento Fe, correspondiente a 50
a casi 100 wt porciento hematita o
magnetita (Fig. A1). En los pocos
depósitos ricos en Cu para los
cuales los datos de Fe están
disponibles, las concentraciones van
desde 15 a 25 wt porciento Fe en
los minerales Cu. La diferencia en
valores refleja los metales de
interés, ejm. en el yacimiento
Candelaria Cu ( - Au) grandes
volúmenes de roca contienen > 30
por ciento de Fe pero no coincide
con el sistema Candelaria (ejm. no
restringido al mineral Cu – Au),
probablemente excede la cantidad
en los depósitos más grandes de Fe
de la franja Chilena de Fe y el Fe
contenido en el mineral de Cu en el
Olimpic Dam se aproxima al de los
sistemas de Fe más grandes
conocidos. Entre los otros metales
ferrosos, los datos disponibles
indican que el Ti es escaso ( < 1 wt
% Ti O2 : Fe / Ti > crustal Fe /Ti) en
los tipos de minerales Cu y Fe; Co y
V puede ser enriquecido relativo al
Fe, pero Ni, Mn y Cr generalmente
son reducidos relativos al Fe
(Kisvarsanyi y Proctor, 1967,
Frietsch, 1970, Hauk, 1990).
Los grados de cobre de yacimientos
Cu – Au > 60 mayormente caen
entre 0.5 y 4 wt porcentual,
promediando alrededor de 1 wt
porciento, ellos pueden formar un
aproximado continuo con los
contenidos Cu en los depósitos
dominantes Fe. Donde las
concentraciones reportadas no son
poco comunes en el orden de 0.1 wt
porciento (Fig. 3). La mayor parte
de yacimientos de Fe carecen de
ensayos de Cu incluso a pesar de
que la calcopirita es comúnmente
descrita como un mineral accesorio.
Típicamente, los contenidos de Cu y
Au representan grados hypogenos,
sin embargo la erosión puede
remover el Cu, dejando solamente
recursos residuales Au como en la
parte superior del sistema de
Igarape Bahía – Alemao en el
distrito de Carajás.
Cobre / Fe y Cu / Au varían
significativamente entre los
yacimientos y muestran roturas
importantes principalmente como
una función del producto producido.
Muchos yacimientos de Fe tienen
Cu / Fe – 1 / 500 a 1 / 50 similar o
mayor que el ratio crustal para esos
elementos, mientras que los
depósitos Cu / Au tienen Cu / Fe – 1
/ 15 (D.A. Johnson y M.D. Barton,
compilación no publicada). Los
ratios Cobre / Au están disponibles
solo para los sistemas ricos en Cu y
los ratios también están dentro de
un factor de 5 de los valores
crustales y coinciden con los rangos
encontrados en los sistemas
porphyry Cu que producen Au (D.A.
Johnson y M.D. Barton, compilación
no publicada). De un modo
interesante, en la mayor parte de los
yacimientos y distritos, Cu / Au varía
por menos de un factor de 3 a
menos que sea afectado por los
procesos supergenos.
Algunos de los yacimientos Tennant
Creek y Sterra en el distrito de
Cloncurry destacan por sus
contenidos inusualmente altos en
Au. Silver es ampliamente
mencionado pero sin información de
grado – Ag / Au es 10 + - 5 (por wt)
para 11 distritos donde los números
han sido publicados. Los minerales
de uranio son reportados
comúnmente pero los datos
cuantitativos U son virtualmente no
existentes.
Pocos datos están disponibles para
otros metales base, Mo, como
molibdenito es comúnmente
reportado pero faltan ensayos
publicados. El Zinc y Pb están
ausentes en la mayor parte de los
sistemas, sin embargo unos pocos
tal como Candelaria y Monakoff,
Queensland, tienen contenidos
significativos de Zn que pueden
exceder 0.1 wt porciento en grandes
porciones de la fuente (Ryan et al,
1995; Davidson et al, 2002). Las
concentraciones raras de elementos
de la tierra varían
considerablemente. Las
concentraciones totales reportadas
RE2O3 promedian alrededor de 0.5
wt porciento, con valores
alcanzando localmente cerca del 10
porciento en pequeños cuerpos,
mientras que los contenidos en
volúmenes estimados en los
minerales Fe que producen apatita
son alrededor del 0.1 por ciento
(Johnson y Barton, en prensa).
Entre otros elementos , S y P en los
yacimientos de Fe varían de un
porcentaje wt bajo tan bajo como
unos pocos cientos de un porciento.
Los valores reportados en los
minerales Fe probablemente sub
estiman el contenido de volumen,
dado el efecto nocivo de estos
elementos. Por ejemplo, los “veins”
ricos en apatita son reportados
comúnmente en muchos sistemas
pero no son incluidos en los
presupuestos materiales. Los
minerales Fe tipo “skarn” de posible
afinidad IOCG (Tabla 1) típicamente
tienen contenidos P más bajos (<
0.2 wt % P2O5) que los minerales
en los huésped clásticos, plutónicos
o volcánicos (ejm. datos en las
Naciones Unidas, 1970). Los
valores de volumen P2O5 no han
sido publicados para los sistemas
ricos en Cu, sin embargo la falta de
fosfatos descritos en la mayoría de
los yacimientos indican que los
contenidos de volumen son más
bajos que en la mayoría de los
minerales Fe. Los contenidos de
sulfuro reportados de los minerales
Fe promedian 0.7 wt por ciento,
mientras que los datos modales y
grados Cu indican que los
yacimientos ricos en Cu – Au
promedian probablemente 4 a 10 wt
por ciento sulfido total (ejm
alrededor 2 – 5 wt % S).
La mayoría de los yacimientos
IOCG tienen bajos contenidos de
sulfido total y altas proporciones de
los sulfidos que producen Cu
comparado con la pirita. Tal como
ellos son generalmente menos
susceptibles al enriquecimiento
supergeno que otros tipos de
yacimientos de Cu sulfido (ejm.
yacimientos porphyry y yacimientos
masivos de sulfido “volcanic –
hosted”). No obstante, los efectos
supergenos significativos pueden
estar presentes, como en Ernets
Henry en Australia, donde un perfil
erosión bien desarrollado estaba
presente antes de la minería (Ryan,
1998). Varios recursos IOCG
contienen una gran porción de
minerales oxidados (ácido –
lixiviable ) como en Manto Verde en
Chile, descrito en la última sección.
Características del Yacimiento y
Distrito
General
El resto de este trabajo está
dedicado a unos pocos distritos que
han sido económicamente
significativos por su contenido de Cu
– Au como opuesto a la donación de
Fe. Los yacimientos IOCG son
inusualmente diversos en
comparación a los yacimientos
dentro de otras clases más
reconocidas de minerales
hidrotermales. Globalmente ellos
varían en edad, tamaño, Cu / Au,
rocas huésped, asociaciones de
alteración, condiciones de
mineralización, firma geoquímica y
propiedades físicas. Incluso dentro
de distritos únicos, yacimientos
ampliamente coétanos pueden ser
diferentes el uno al otro en estos
respectos (ejm. Skirrow, 2000,
Williams y Skirrow, 2000). El lector
que requiere más información
acerca de los yacimientos no
tratados aquí es remitido a muchos
trabajos relevantes acerca de las
compilaciones hechas por Porter
(2000, 2002), Los yacimientos
descritos aquí por región ilustran
algo de esta variabilidad y también
incluyen algunos ejemplos más
grandes (Fig 2) y más extensamente
estudiados. Los depósitos son (1)
Salobo, el ejemplo mejor
documentado del distrito de Carajás
en Brasil y uno en esa región que se
interpreta que es Arcano en edad
(Requia et al. 2003); (2) Ernest
Henry, un yacimiento Proterozoico
grande y actualmente extraído en el
distrito de Cloncurry de Australia
donde el óxido de Fe predominante
es magnetita y la zonificación
geoquímica – minerológica a escala
amplia está bien documentada; (3)
Olympic Dam, un yacimiento
Proterozoico en el cual el óxido de
Fe predominante es la hematita,
localizado en el craton Gawler del
Sur de Australia y que contiene la
fuente IOCG más grande conocida;
(4) Candelaria – Punta del Cobre,
localizado en la franja Costera
Mesozoica de Chile, en el cual el
óxido de Fe dominante es la
magnetita y comprende la mina
Candelaria que tiene la fuente más
grande de cualquier yacimiento
IOCH Phanerozoico; (5) Manto
Verde otro gran yacimiento de la
franja costera de Chile que tiene
zonas dominantes de magnetita y
hematita; y (6) Raul – Condestable,
un yacimiento relativamente
pequeño de la franja Costera
Mesozoica en Perú, mostrando una
minerología similar y patrón de
alteración como Candelaria e
incluido aquí porque tiene una
sección “paleodepth” preservada
inusualmente grande.
Los yacimientos seleccionados
reflejan la distribución amplia de los
sistemas IOCG en el tiempo
geológico y enfatiza incertidumbre y
debate acerca del contexto tectónico
original de los sistemas IOCG en
general, particularmente con
respecto a los ejemplos
Precambrian. Salobo y varios otros
yacimientos grandes de IOCG
parecen haber desarrollado en
asociación con los magmatismos
granitoides durante la evolución
Arcana Tardía de la provincia de
Carajás dentro del craton
Amazónico (Requia et al. 2003).
Como con todas las asociaciones
geológicas de esta edad, existe
incertidumbre inherente acerca de la
extensión en la cual los escenarios
de estos yacimientos pueden ser
comparados con los de los estilos
de placas tectónicas de los días
modernos. Los sistemas
Proterozoicos en Australia,
incluyendo el craton Galwe (hosting
Olympic Dam) y el bloque de Mount
Isa en el craton del Norte de
Australia (hosting Ernest Henry),
han sido ampliamente interpretados
como productos de procesos
intracratónicos (siguiendo Etheridge
et al, 1987). Sin embargo, se ha
argumentado recientemente que las
asociaciones de roca crítica en
estos cratones evolucionaron a
escenarios relacionados con la
subducción (Betts et al, 2002) y se
necesita investigación adicional para
resolver este asunto. Se debe notar
también que la metalogenía IOCG
en el craton oriental de Gawler y el
bloque Mount Isa parece haber
estado relacionado con dos eventos
orogénicos separados en el periodo
1.6 a 1.5 Ga (ver abajo) y que la
donación IOCG del continente
Australiano no puede ser producto
de una circunstancia única creada
en un escenario único. En contraste,
los yacimientos más jóvenes de la
franja costera Andina en Chile y
Perú están claramente relacionados
con el magmatismo en escenarios
extensivos transitorios en un arco
marginal continental arquetípico
(ejm. Sillitoe, 2003).
Distrito de Carajás, Brasil
General: El distrito de Carajás en
Brasil puede ser juzgado como un
localidad IOCG destacada en
mundo basada en la presencia de
varios recursos Cu – Au mayor de
100 Mt (Tabla A1: Figs 3,4). De
estos, el yacimiento Salobo tiene
uno de los contenidos Cu más altos
entre los yacimientos IOCG en el
mundo y a la fecha, Salobo es el
más intensamente estudiado en
parte debido a su descubrimiento
relativamente temprano en 1977 a
1978 (ejm, Souza y Viera, 200).
La región yace en la Amazonía en la
parte sur oriental del craton
Amazónico. El sótano Arcano ( >
2.85 Ga, Machado et al, 1991),
sedimentario – volcano más antiguo
(Z ca. 2.7 Ga Itacaiunas
Supergroup) y siliciclasticos más
jóvenes (2.7 – 2.6 Ga Aguas Claras
Formation) secuencias de cubierta
son “intruded” por ca. 2.6 a 2.7 Ga
granitoides (Plaqué Suite y Estrela
Complex) ca. 2.65 Ga gabbro y
“diabase sills y dikes”, ca, 2.57
Ga granito (Old Salobo Grabito) y
1.8 a 1.9 Ga granitos anorogénicos
(Young Salobo Granito y otras
intrusiones); ver fuentes de datos
geocronológicos resumidos por
Requia et al. (2003). Las rocas
Basement and Itacaiúnas
Supergroup son altamente
deformadas y con metamorfosis en
grados que llegan hasta los facies
granulitos.
Los principales yacimientos IOCG
de Carajás son “hosted” por varias
unidades de Itacaiúnas Supergroup,
que consta de asociaciones
metarhiolite – metabasalt bimodal,
intermedio a rocas piroclásticas
felsic, rocas metasiliclasticas,
carbonatos y formación Fe que se
infiere han sido depositados en
cortezas continentales más antiguas
en una grieta intracratónica o
margen agrietado (ejm. Docegeo,
1988, Olszewski et al. 1989).
Salabo – un sistema Arcano, muy
bajo en sulfuro dominado por
magnetita: El yacimiento de Salobo
ocurre en una secuencia en parte
“shear – bounded” de 300 a 600 m
de grosor de metagraywacke,
cuarcita, formación de hierro y
amfibolita conocido como Salobo
Group. Esto está intercalado con
geneisses de sótano y cortado por
intrusiones de Oro (2573 + - 2 Ma,
Machado et al, 1991) y Young (ca
1880 Ma) Salobo Granite (Fig. 5).
En el entorno del yacimiento, el
Salobo Group incluye una gran
proporción de rocas k y ricas en Fe
que contienen K – feldespato,
biotita, cummingtonite – grunerita
series anfibolitas, almandine garnet
y magnetita (Lindenmayer y
Teixiera, 1999; Souza y Vieira,
2000); Requia et al, 2003) que se
interpreta que son rocas alteradas
(Requia y Fontboté, 2000). Los
principales huésped del cuerpo
mineral son rocas excepcionalmente
ricas en Fe compuestos de
magnetita, fayalita, amfibolitas ricas
en Fe, almandina y biotita que
contiene bornita diseminada,
chalcocita y calcopirita. El mineral
tiene un complejo B – F – Co – As –
Mo – Ag – LREE- U asociación de
elemento menor y algo de él es
grafítico (Lindenmayer y Teixeira,
1999; Requia y Fontboté, 2000;
Souza y Vieira, 2000; Requia et al.
2003).
Re – Os que data de molybdenita
asociada con minerales Salobo Cu
produjeron dos agrupaciones en
edad ligeramente diferentes con
medias ponderadas de 2576 +- 8 y
2562 + - 8 Ma, el cual interpreta que
reflejan la mineralización primaria y
un disturbio tardío asociado con
“shearing”, respectivamente
(Requia et al. 2003). Se obtuvo un
apoyo adicional para la edad Arcana
de mineralización usando el paso de
lixiviación Pb – Pb de los sulfidos Cu
que produjeron un isochron
impreciso de 2579 + - 71 Ma
(Requia et al, 2003). Por lo tanto la
mineralización primaria parece
haber ocurrido en el momento de
emplazamiento del Old Salobo
Granite.
Los estudios iniciales del yacimiento
Salobo condujeron a la sugerencia
de que se formó por medio de los
procesos exhalativos relacionados
con la deposición del Salobo Group
(Lindenmayer, 1990). Sin embargo,
la reinterpretación de los huésped
ricos en Fe como productos de
reemplazo, firma geoquímica
distintiva de elemento menor, estilos
de alteración y nuevos datos
geocronológicos todos apuntan a un
origen epigenético hidrotermal y
clasificación como un yacimiento
IOCG (Lindenmayer y Teixeira,
1999; Requia et al,. 2003), como se
definió en la introducción a este
trabajo. La cantidad limitada de los
datos publicados para otros
recursos grandes Cu – Au de
Carajás en el distrito indican que
estos varían en su estilo y
mineralogía. El depósito Alemao,
por ejemplo tiene una firma distintiva
de elemento menor que es similar a
Salobo, sin embargo el mineral es
diferente en carácter, estando
compuesto de rocas metavolcánicas
alteradas y con breccias, con
magnetita, carbonato, pirita y
chalcopirita (Ronzé et al, 2000). En
estos respectos, los minerales
Alemao se parecen al del
yacimiento IOCG Ernest Henry en
Australia (ver abajo). El yacimiento
Sossego, el cual recientemente
comenzó la producción como la
primera mina de Cu en el distrito de
Carajás, consta de cuerpos de
veinlet, vein y magnetita –
calcopirita estilo breccia dentro de
rocas ígneas metasomatizadas con
Na y Ca extensivamente (Marshick y
Leveille, 2001).
Distrito de Cloncurry, Australia
General: Geológicamente, este
distrito ocupa la franja oriental del
largamente Paleoproterozoico
Mount Isa Inlier en el nor occidente
de Queensland junto con sus
extensiones debajo de la cobertura
llana Palaeozoico y Mesozoico (Fig.
6; Williams y Skirrow, 2000; Willimas
y Pollard, 2003). Los depósitos
IOCG ocurren en rocas que
pertenecen a dos secuencias
importantes supracustales
conocidos como secuencia de
cobertura 2 y 3 (Blake, 1987; Fig. 6
). La secuencia de cobertura 2 fue
extensivamente “intruded” por
granitoides en 1760 a 1720 Ma en la
parte oriental del distrito y los
diorites fueron emplazados cerca de
Ernest Henry en alrededor 1660 Ma
(Pollard y Mc Naughton, 1997; Page
and Sun, 1998). Ambas secuencias
de cobertura fueron afectadas por
dos eventos orogénicos con
deformación y metamorfismo
extensivo hasta facies anfibolito
superiores en 1590 Ma
(Diamantinan orogeny) y desde
1550 a 1500 Ma (Isan orogeny;
MacCready et al, 1998).
Las únicas intrusiones conocidas
relacionadas con el evento más
inicial son los pegmatites
anatecticos, mientras que los
batolitos Williams – Naraku
diferenciados, predominantemente
potásicos y que producen magnetita
fueron emplazados en la parte
oriental del distrito durante el último
evento (Pollard y Mc Naughton,
1997; Page and Sun, 1998; Giles
and Nutman, 2002). Los depósitos
de Cu – Au de óxido de hierro
parecen haber sido formados
durante ambos eventos, pero solo el
yacimiento de Osborne proporciona
así evidencia de que está
relacionado con el evento anterior
Diamantinan implicado por la
correspondencia de edades (titanite)
U – Pb a partir de pregmatites y Re
– Os (molidenita) de los minerales
(Gauthier et al, 2002), edades Ar –
Ar Metamórficas están en el rango
1590 a 1550 Ma (Perkins y Wyborn,
1998) . Toda las otras edades
radiométricas publicadas en el
distrito son consistentes con la
mineralización durante la última
parte del Isan orogeny, sincrono con
los batolitos Williams – Naraku,
incluyendo dos edades U – Pb
(Titanite) a partir del mineral Ernest
Henry (Gunton, 1999) y más de 20
edades Ar – Ar (mica / amfibole) a
partir de Ernest Henry y otros
yacimientos (Pollard y Perkins,
1997, Perkins y Wyborn, 1998).
La mina Ernest Henry explota lo que
es el más grande de los varios
yacimientos IOCG económicos en
el distrito de Cloncurry. Como
Olympic Dam, es un yacimiento
breccia – hosted. Otros yacimientos
económicos y sub económicos
cerca de Cloncurry tienen una
variedad de estilos, incluyendo (1)
filones ricos en cuarzo en Osborne
y (parte de) Eloise (Adehesad et al,
1998, Baker, 1998); (2) rocas
reemplazadas alteradas – biotita –
hornblende en Eloise (Baker, 1998);
(3) piedras de hierro magnetita
reemplazada en la mina Starra
(Rotherham, 1997); (4) skarn en
Mount Elliot (Wang y Williams,
2001); (5) veins ricos en carbonato
en Gran Australia (Cannell y
Davidson, 1998); (6) veins y
diseminaciones en rocas
carbonaceas mineralizadas
selectivamente en Greenmount
(Krcmarov y Stewart, 1998) y (7)
filones manganosiderite – flourite –
barite – magnetita en Monakoff
(Davidson et al, 2002).
Ernest Henry – un yacimiento
Proterozoico dominado por
magnetita: El yacimiento Ernest
Henry fue ocultado por rocas de
cobertura – 12 km desde el
afloramiento de sótano Proterozoico
más cercano. El yacimiento fue
descubierto debajo 35 a 60 m del
Mezosoico al material sedimentario
Reciente perforando anomalías
eléctricas y magnéticas coincidentes
por medio de Western Mining
Corporation en 1991 (Webb and
Rowston, 1995). La fuente de pre
minería publicada fue 166 Mt en 1.1
wt porciento Cu y 0.54 g / t y Au y
fue abierto en profundidad (Ryan,
1998). Un área de
aproximadamente 15 km2
alrededor del yacimiento fue
sistemáticamente perforado con
huecos en centros de 100 a 200 m
en un programa de esterilización
antes del desarrollo de la mina.
Junto con las bases de datos geo
químicas asociadas, esto ha
proporcionado una oportunidad
única para estudiar las
características minerológicas y
geoquímicas del sistema de
alteración alrededor de este
depósito IOCG importantes (Fig. 7 ).
Rocas básicas fuertemente
alteradas hasta rocas
metavolcanicas felsic (mayormente
meta – andesite) predominan en el
área perforada y probablemente se
relaciona con los afloramientos de
ca. 1745 Ma rocas metavolcanicas
(Page and Sun, 1998; Mark et al,
2000). Las rocas metasedimentarias
subordinadas incluyen diopside y
rocas silicate – calc que producen
scapolite y rocas metasiliclasticas
con cordierite localizado, andalusite
y garnet. El grano geofísico y
estructural regional tiende hacia el
norte pero dobla hacia el nor este en
el entorno del yacimiento. Las
foliaciones de la zona y fallas en la
mina caen moderadamente hacia el
sur este dentro de estas fábricas
(Webb and Rowston, 1995;
Twerould, 1997). Las intrusiones
dioríticas, emplazadas en ca. 1660
Ma, ocurren al norte y sur del
yacimiento y generalmente carecen
de fábricas tectónicas a pesar del
hecho de que ellos preceden los
eventos de deformación regional (
Pollard y Mc Naughton, 1997;
Twyerould, 1997; Ryan; 1998; Mark
et al, 2000). La explotación
detallada de huecos de perforación
en la sección de la mina 39080 N ha
permitido ha permitido que las rocas
huésped inmediatas del cuerpo del
mineral sean diferenciadas sobre la
base de la presencia y / o ausencia
y tamaño grano de phenocrysts
plagioclase (Fig. 8). Junto con los
cuerpos subordinados de rocas
metasedimentarias, estas
variaciones petro gráficas sugieren
un patrón complejo de unidades de
roca lenticular y discontinuas para
ser influenciado por fallas en
ángulos bajos para la foliación
tectónica.
La mayoría de las rocas en el área
perforada son fuertemente alteradas
mientras están estos en las
exposiciones de superficie más
cercana algunos 12 km lejos del
yacimiento. El sistema de alteración
evolucionó a través de una serie de
distintas etapas causando una serie
de sobre impresiones que
produjeron patrones de distribución
complejos minerológicos y
geoquímicos (Twyerould, 1997;
Mark et al. 2000). Por brevedad se
adopta aquí una clasificación de
productos veining y de alteración
simplificada de Mark et al (2000), en
su orden de desarrollo (1) sodico y /
o sódico – cálcico, (2)
premineralización, espacialmente
asociado con el yacimiento, (3)
mineralización y (4) post
mineralización.
La alteración más temprana produjo
ensamblaje sódico y sódico –
cálcico ampliamente similar a
aquellos que caracterizan los
sistemas de alteración extensivos
regionalmente en el sótano
Proterozoico expuesto hacia el sur
(cf. Williams, 1994, De Jong y
Williams, 1995, Olivier et al. 2004).
Esto aparentemente afectó las rocas
a pesar de los últimos eventos,
especialmente en el entorno del
yacimiento, estuvieron demasiado
fuerte para haber preservado los
minerales sódicos y cálcicos. Esta
etapa involucró típicamente el
reemplazo texturalmente
preservativo y / o destructivo de la
roca huésped por por medio
plagioclase rico en albite asociado
con veins y zonas breccia que
contienen material de relleno con
varias combinaciones de diopside,
actinolite, magnetita y albita. Las
rocas que preservan los efectos de
esta etapa comúnmente tienen Na2
O > 5 wt por ciento y ratios muy
bajos K / Na (Mark et al. en la
prensa).
Los filones de Premineralización y la alteración espacialmente asociada con el
depósito sobre imprimieron las rocas sódicas alteradas con un rango de K . Fe y
minerales que producen Mn, incluyendo biotita ( en parte manganiferous)
magnetita, almandine – spessartine garnet y feldespato – K. Se interpretó que
las grietas que contienen magnetita de granos finos y biotita, pertenecen a
esta etapa, están grabados a varios kilómetros del depósito. Los efectos
pervasivos cercanos en el área de la mina se extienden 1 a 2 km del cuerpo
mineral (Fig. 7) e inclyen alteración de biotita – magnetita de grano fino y filones
/ alteración de garnet – feldespato K – biotita – (cuarzo), con el último
concentrado en el “footwall” (ejm. norte) del cuerpo mineral. Las rocas ricas en
biotita comúnmente despliegan fuertes estructuras de tectonite, particularmente
en dos zonas quebradas asociadas con los contactos superiores e inferiores del
cuerpo mineral (Fig. 8). Estos tipos de alteración fueron sobre impresos con
alteración hematítica biotite – destructiva feldespato – k, que fue pervasivo en
las rocas huésped inmediatas al cuerpo mineral (Fig. 8). Los enriquecimientos
asociados y solamente en parte de K, Fe y Mn definen las anomalías lito
geoquímicas alrededor del cuerpo mineral (Fig. 7).
La Mineralización estaba asociada con un evento fuerte de breccias que afectó
selectivamente las rocas alteradas hematíticas – k – feldespato. Las Breccias
despliegan un rango de texturas a partir de crepitación incipiente, clasificando a
breccias dominadas – matriz y localmente contienen “clastos” elípticas
imbricados, sugiriendo que ellos pueden haber desarrollado en un régimen
dúctil – quebradizo. El cobre y el oro están fuertemente co enriquecidas en dos
lentes importantes de precipitación separados por rocas con brechas y
mineralizadas (Figs. 8 , 9 ). El grado corresponde largamente a la proporción de
la magnetita (20 – 25 % del mineral) variablemente pirita con cobalto y arsénico
(ca. 9 wt % del mineral) y material matriz rico en calcopirita en las brechas
(Ran, 1998). El mineral está crudamente zonificado con ratios calcopirita / pirita
incrementados hacia la periferia y en cuerpos pirita localizados semi masivos
con granos ásperos (Ryan, 1998; Brodie, 2001). Los minerales significativos de
la matriz ganga incluyen calcita, cuarzo, biotita, garnet y chlorite. Chalcopyrite y
Au nativo son los únicos minerales significativos, sin embargo el mineral es
geoquímicamente complejo y contiene un huésped de minerales menores,
incluyendo epidote, allanite, titatnite, tourmaline, flourite, REE fluorcabonatos,
monazite, barite, apatite, scheelite, arsenopyrite, bismuthinite, cobaltite,
gaucodot, greenockite, galena, molybdenite, bismuto nativo, hessite, sylvanite,
Bi telluride, uraninite, rutile, coffinite y brannerite (Twyerould, 1997; Ryan, 1998,
Mark et al, 2000; Brodie, 2001). La mineralización de etapa tardía subordinada
formó filones discordantes que comúnmente contienen magnetita distintiva
pseudo morfos después de la hematita, similar al de los de Candelaria (cf.
Marschik et al, 2000).
El depósito de carbonato parece haber llegado a ser progresivamente más
grande mientras el estilo de la mineralización evolucionaba de la matriz breccia
hacia los filones. La Calcita es también generalmente más abundante en los
lentes inferiores del mineral y a lo largo con cantidades subordinadas de
dolomite, predomina en un sistema de filón extenso desarrollado debajo del
contacto “footwall” del mineral que constituye lo que previamente ha sido
mencionado como “breccia matriz marble” (Ryan, 1998).
Craton Gawler, Australia
General: El craton Gawler, el cual subyace bajo un área grande del sur de
Australia, está separado de otro bloque cratónico hacia el este, la provincia de
Curnamona, por rocas supracrustales continentales Neoproterozoicas
preservadas en el cinturón de pliegue Paleozoico Adeliade (Fig. 10). El
depósito gigante de Cu – Au – U del Olimpic Dam ocurre debajo de los 300 a
400 m de las rocas sedimentarias Neoproterozoicas y Cambrian cerca del
margen nor este del Craton Gawler (Roberts y Hudson, 1983; Reeve et al.,
1990; Reynolds, 2000). El sótano aquí está dominado por las asociaciones de
rocas cratónicas más jóvenes, como es representado por el ca. 1590 Ma
Gawler Range Volcanics, ampliamente contemporáneo Hiltaba Suite granitoide
y ligeramente más joven que las secuencias siliclásticas terrestres de la
Formación de Pandurra (ejm. Flint et al, 1993). Varios otros cuerpos de oxido
de Fe con cantidades sub económicas de Cu. Au y U ocurren dentro de los 50
km del Olimpic Dam (Cross, 1993, Gow et al, 1994; Skirrow et al, 2002; Fig.
10). Esta es una asociación distintiva en el contexto Australiano en el que los
depósitos IOCG son similares en edad a sus rocas huésped y parecen haber
sido emplazadas en niveles crustales llanos (cf. Williams y Pollard, 2003). Los
depósitos IOCG también ocurren en las otras partes del craton donde
granitoides Hiltaba Suite perturban secuencias Paleoproterozoicas
metamorfoseadas y deformadas (Skirrow wt al. 2002). Un escenario es Mount
Woods aproximadamente 150 km oeste nor oestes del Olympic Dam, donde
se descubrió recientemente un recursos significativo IOCG en Prominent Hill
(Belperio y Freeman, 2004).
Oympic Dam - un sistema Proterozoico dominado por hematite: El depósito de
Olympic Dam (Fig. 11) tienen un recurso global de 3, 810 Mt con 1.0 wt por
ciento Cu, haciéndolo uno de los depósitos de Cu más grandes del mundo. El
depósito también contiene 0.5 g / t Au, y 400 g / t U 3 O 8 (WMC Ltd, publicado
en la prensa el 31 de Octubre del 2004). Una reserva minera subterránea
previamente publicada fue 605 Mt con 1.8 por ciento Cu, 0.5 g /t Au, 3.6 g / t
Ag, y 500 g / t U 3 O 8 (WMC Ltd. Reporte Anual, 1999). El recurso también
contiene Ag, F, Ba significativamente elevado y LREE y su contenido promedio
Fe es de 26 wt por ciento, predominante en la forma de hematite (Reynolds,
2000). El depósito ocurre en una zona 7 x 5 km de roca alterada y con breccia
desarrollada enteramente dentro del granito Hiltaba – Suite Roxby Downs el
cual data de 1588 + - 4 Ma (Jonson y Cross, 1995). Los breccias contienen
bloques grandes de rocas sedimentarias y se interpreta que se han formado
debajo de unos cientos de metros de la superficie (Oreskes y Einaudi, 1990,
Revé et al, 1990) . Las breccias son perturbados por muchos ultramafic, mafic
y felsic diques los cuales están temporalmente relacionados a la actividad hidro
termal. Se interpreta que la asociación representa un escenario volcánico
diatreme – maar (ejm. Haynes et al. 1995). Un dique “postore” data de 1592 + -
8 Ma (Johnson y Cross, 1995) implicando que el depósito se formó pronto
después del emplazamiento del Roxby Downs Granite.
El sistema tiene como núcleo un cuerpo similar a una tubería de breccia estéril
hematite- cuarzo rodeado progresivamente por una zona compleja de breccia
multi fase heterogenea y una zona externa de breccia rica en granite y granite
hematizada (Fig. 11; Revé et al, 1990; Reynolds, 2000). Los “clasts” incluyen
granito variablemente alterado, rocas dominados por diferentes tipos de textura
de hematita y un rango de litologías subordinadas, incluyendo rocas volcánicas
porphyritic, rocas sedimentarias, varios tipos de roca de dique y fragmentos de
filones mineralizados. Las breccias ricas en hematita que hospeda mucho del
mineral son generalmente matriz sostenido con “clasts” de tamaños
mayormente menores de 20 cm pero alcanzando decenas de metros (Revé et
al, 1990, Reynolds, 2000).
El ensamblaje de alteración dominante es sericite – hemtite + - chlorite + -
cuarzo +- siderite. La Magnetita está subordinada, parageneticamente más
temprano que la alteración hematita – phyllosilicate y concentrado en partes
más profundas del sistema (Reynolds, 2000). El mineral ocurre en las zonas
ricas en hematite cerca del centro del complejo. Barite y flourite son abundantes
y La y Ce están presentes en altas concentraciones en bastnaesite, florencite y
monazite (Oreskes y Einaudi, 1990). El Uranio está estrechamente asociado
con Cu y ocurre mayormente como granp fino a uraninite amorfo (pitchbelnde;
Revé et al, 1990). La Mineralización fue sincrona con múltiples eventos de
breccias y produjo una zonificación hypogena marcada a partir de hematita
estéril en la parte superior y en el núcleo del depósito a través de Cu,
chalcocite, bornite y calcopirita hasta pirita con menor calcopirita y magnetita
(Revé et al, 1990; Haynes et al; 1995; Reynolds et al, 2000). Los grados
económicos ocurren cerca de la interface de bornite – chalcopyrite (Fig. 11).
Las inclusiones de fluido asociadas con magnetita paragenéticamente
temprano, pirita y siderita fueron atrapados a temperaturas significativamente
más altas que aquellos de la fase principal de mineralización (Oreskes y
Einaudi, 1992). Los pares isótopo de oxygen – cuarzo magnetita sugieren
temperaturas de 400 º a 500 º C y fluido δ 18 O de 7 a 10 por mil. Conan –
Davies (1987) describió inclusiones adicionales de alta temperatura con
salinities muy alto (40 – 70 wt % sales), ensamblages de sal “daughter”
multifase incluyendo sólidos que producen Fe, temperaturas de homogenization
de hasta 580 º C y comportamiento de fase sugiriendo entrampamiento a
presiones de 50 a 100 Mpa. Estos coexisten con inclusiones de tres fases H 2
O – LCO 2 – VCO 2 que se estima que contienen hasta 26 porcentaje mol CO 2 .
Este es un ensamblaje de inclusión de fluido similar al registrado en el depósito
Ernest Henry donde inclusiones complejas de agua salada que contienen
minerales “dauhter” carbonato coexisten con inclusiones líquidas dominadas por
CO 2 (Mark et al, 2001). La mineralización de fase principal en el Olympic Dam
fue desde fluidos más fríos con salinidad variable y bajo δ 18 O, que va desde -
2 hasta + 6 por mil (Oreskes y Einaudi, 1992). Johnson y Mc Culloch (1995)
mostraron que los datos del isótopo Nd implican un componente de manto
REE en el mineral y sugiere una conexión genética para los diques mafic y / o
ultramafic y quizás para un cuerpo más grande mafic y / o ultramafic en
profundidad, el último podría ser en parte responsable de la gravedad y
anomalías magnéticas asociadas con el depósito (Roberts y Hudson, 1983;
Campbell et al, 1998).
Cinturón Costero Andino Central
General : La provincia más joven económicamente significativa IOCG ocurre
discontinuamente para 2000 km a lo largo de las costas de Perú y el norte de
Chile, formando un componente distintivo de la primera región del mundo
dotada con Cu (Fig. 12; Sillitoe y Perello, 2005). Es también una provincia
importante de mineral de Fe, donde muchos depósitos grandes de magnetita
que producen apatita + - hematita están asociados con rocas metasomatizadas
– álcali (Bookstrom, 1977, Espinoza, 1990; Hwkes et al, 2002). Estos sistemas
de minerales ricos en oxido de Fe yacen al oeste y están presentes en
elevaciones generalmente más bajas que los muchos depósitos grandes de
porphyry Cu Andino Terciario (Fig. 12) . Sin embargo, la provincia costera IOCG
también contiene depósitos de estilo – prophyry que son comúnmente ricos en
Au comparados con la mayoría de depósitos más jóvenes porphyry en los
Andes. La provincia está adicionalmente caracterizada por numerosos
depósitos de Cu y Cu – Ag en los cuerpos breccia y mantos, algunos de los
cuales pueden estar genéticamente relacionados con los depósitos IOCG
(Sillitoe, 2003).
Los sistemas de mineral Fe que producen apatita y IOCG son diacronos y
ambos parecen haber acompañado la migración hacia el este del arco
magmatismo en el Jurásico Tardío a través del Cretáceo Tardío (Sillitoe, 2003).
Los arcos magmas fueron predominantemente calc – alcalino y para una larga
extensión emplazados durante la extensión del antiguo margen continental que
también produjo cuencas marinas llanas con rocas sedimentarias de carbonato
y evaporite. La Cordillera Costera está caracterizada por zonas extensas de
cizallar arco – paralelas y fallas quebradizas tal como la zona de falla Atacama
en el norte de Chile. Tales estructuras estuvieron activas durante el arco –
magmatismo, desarrollo controlado de la cuencia y tuvieron una fuerte
influencia de control en la distribución de IOCG y los depósitos de mineral de Fe
apatita (ejm. Espinoza, 1990: Atherton y Aguirre, 1992, Brown et al; 1993;
Sillitoe, 2003). Los estilos de mineralización IOCG incluyen filones, breccias
hidrotermales, mantos de reemplazo y “skarns” cálcicos, con los depósitos más
grandes exhibiendo generalmente varios de estos en combinación (Sillitoe,
2003). La mayor parte de los cuerpos minerales de Fe apatiticos tienen
paragenesis sulfido hypogeno que produce Cu y Au que típicamente sobre
imprimen los óxidos de Fe de etapa principal (ejm, Vivallo et al, 1995; Hawkes
et al. 2002).
Candelaria – Punta del Cobre, Cinturón Costero, Chile – sistema rico en
magnetita Phanerozoico: El distrito de minería Candelaria – Punta del Cobre
(ejm. Marschik y Fontboté, 1996; Marschik et al. 1997; Ullrich y Clark, 1999;
Marschik y Fontboté, 2001 a, Mathur et al, 2002) está en el norte de Chile,
cerca de la ciudad de Copiapo (Fig. 12 App. Fig. A2). Los depósitos IOCG
definen un cinturón aproximadamente discontinuamente mineralizado de 5 x 20
km a lo largo del margen este de Copiapo “batholith”. La mina Candelaria es el
depósito más grande con reservas en 2000 de 470 Mt en 0.95 wt por ciento Cu,
0.22 g / t Au y 3.1 g / t Ag, mientras que las minas de tamaño pequeño y varios
medianos del distrito de Punta del Cobre contienen reservas combinadas más
producción estimadas de > 120 Mt con 1.5 wt por ciento Cu, 0.2 a 0.6 g / t Au y
2 a 8 g / t Ag (Marschik et al. 2000). El último principalmente yace a pocos
kilómetros del nor este de Candelaria (App. Fig, A2).
Las rocas niveladas en el distrito de Candelaria – Punta del Cobre registran una
transgresión de Jurásico Tardío (Berriasian) en un sótano volcánico expuesto
“subaerialmente” (Marshcik y Fontboté, 2001b). Las rocas volcánicas y
volcaniclásticas del Grupo Bandurrias, que representan un arco volcánico Más
Bajo Cretáceo, “interfinger” hacia el este con las piedras calizas marinas del
Grupo Chañarcillo (hasta 2,000 m de grosor), los cuales fueron depositados en
un entorno de arco trasero (Fig. A2). Las condiciones marinas en la región de
arco trasero cesaron en el Aptian o Albian Tardío. Calc – alcalino diorite,
granodiorite, tonalite, monzodiorite, y plutons monzonite cuarzo del Complejo
Copiapó Plutónico (119 – 97 Ma, Zentilli, 1974, Arévalo, 1994, 1995, 1999,
Ulrich et al. 2001) perturban la roca volcánica y sedimentaria en la parte oeste
del distrito (Fig. A2). Estos sub alcalinos para marginalmente alcalinos
metaluminosos plutones perturban un arco volcánico y series de arco magentita
y tipo I. Ellos tienen inicial 87 Sr / 86 de 0.7031 a 0.7032, inicial 143 Nd / 144 Nd
de 0.51273 a 0. 51278 y 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb y 208 Pb / 204 Pb de 18. 43
a 18, 77, 15.55 a 15.60 y 38. 13 a 38.40 respectivamente (Marshick et al. 2003
a, b). Las firmas de isótopo y las distribuciones de elemento de trazo sugieren
que los magmas fueron derivados a partir de una fuente de manto de
subducción modificado con fluido sin contaminación crustal significativa a través
de la asimilación.
Los minerales de Cu – Au ocurren como sulfidos masivos en los filones, en la
matriz de las breccias hidrotermales, travesaños discontinuos o “veinlets” en
rocas alteradas hidrotermalmente o superpuestos en cuerpos de reemplazo
magnetita masivo y como cuerpos de lecho concordantes en forma de lentes
en el cual los sulfidos son reemplazos o empastes de espacio con poros en las
rocas clásticas (Marshick y Fontboté, 2001 a). Los cuerpos de mineral son
huésped principalmente en las rocas volcánicas y volcanoclásticas en la parte
superior de la Punta de Formación de Cobre (Grupo Bandurrias) o localmente,
también en la parte más baja de la Formación Valanginian Abundancia calcáreo
tardío (Grupo Chañarcillo). La intersección de las fallas quebradizas del nor
oeste hacia el norte – nor oeste con el contacto de rocas masivas volcánicas y
volcanoclásticas controla la mayor parte de los cuerpos de minerales más
grandes en el distrito (Fig. 13, Marschik y Fontboté, 1996, 2001 a). En la mina
Candelaria, porciones del mineral ocurre en rocas batidas biotitizadas de una
zona ampliamente cizallar con tendencia hacia el norte – nor este con un
promedio 50 º de declive hacia el oeste (Zona de cizallar Candelaria).
Los minerales de Cobre – Au contienen magnetita y / o hematita, calcopirita y
pirita. El oro ocurre principalmente como inclusiones diminutas en calcopirita,
llenando micro fracturas en pirita y como aleación Hg – Au – Ag (Hopf, 1990;
Ryan et al, 1995; Marschik y Fontboté, 2001 a). Localmente, existe pyrotita,
sphalerite, rastros de molydenite, arsenopyrite y concentraciones elevadas de
LREE. La formación de oro fue evento de etapas múltiples asociado con una
secuencia compleja de alteración pervasiva de expansión amplia y alteración
más localizada controlada con fractura (Marschick y Fontboté, 2001 a). Las
rocas en el distrito fueron afectadas por varios tipos de alteración superpuesta
con intensidades variables y existe una zonificación lateral y vertical en escala
de distrito y dentro de los depósitos. La característica más impresionante es la
alteración voluminosa sódica + - cálcica en rocas volcánicas, sedimentarias e
intrusivas a escala de distrito (App. Fig, A3). La alteración está manifiesta
como albite o plagioclase sódico y / o scapolite sódico y / o scapolite sódico
con o sin amphibole cálcico, pyroxene y / o epidote. Las rocas fuera de las
grandes zonas de alteración sódica son afectadas por alteración propylitica y /
o metamorfismo (Marschik et al. 2003 a). Dentro de las rocas pervasivamente
Na – metasomatizadas volcánicas y rocas volcaniclásticas, existen localmente
volúmenes de roca con alteración intensa potásica + - cálcica. Ambas rocas con
ensamblaje de alteración sódica + - cálcico o potásico + - cálcico puede
contener depósitos Cu – Au y ambos tipos de alteración son comunes en una
mina. Los cuerpos de minerales más grandes Cu – Au tienden a ser huésped
en rocas con ensamblajes de alteración potásica, sin embargo las rocas
metasomatizadas – Na bien mineralizadas son comunes en las porciones
superiores de las minas (ver abajo). Algunas zonas de minerales ocurren
exclusivamente dentro de las últimas rocas.
El afloramiento y la minería a tajo abierto combinado con los trabajos de mina
y la perforación subterránea en el distrito proporcionan un entendimiento de
todo el sistema y variaciones con profundidad. En niveles más profundos, la
calcopirita muestra una estrecha asociación espacial con el amfibole cálcico en
Candelaria (Fig. 14). El amfibole cálcico + _ epidote, biotita, potasio feldespato
+ - plagioclase sódico están comúnmente asociados con el mineral en estas
partes del sistema dependiendo del tipo de rocas huésped. La magnetita es
ubicuo y ocurre como cuerpos masivos magnéticos con o sin mineralización
sulfide super impuesta, mientras la hematita es escaso. Los filones de cuarzo
disperso están ampliamente expandidos. La calcita no es común en
profundidad, mientras que el anhydrito ocurre localmente en los filones y
“veinlets”.
Los niveles intermedios del sistema, representados por las porciones centrales
superiores de las minas de los Santos y Carola en el distrito de Punta del
Cobre, están caracterizados por la alteración potásica (biotita y / o potasio
feldespato). Amphibole calcico + - epidote, plagioclase sódico y / o anhydrite
puede estar presente localmente.
Hacia las porciones distales (más superficiales) del sistema, las formas de
clorito a expensas de biotita y amfibole y albitization, chlorization y la
carbonización aumenta en intensidad. Las porciones distales, representadas
por la mina Socavón Rampa en el distrito de Punta del Cobre, están
caracterizados por albite – clorite +- ensamblajes ricos en sericite. La
carbonización pervasiva y veteado de calcite son comunes y pueden ser
intensos, mientras el anhydrite está ausente. La hematite es la especie
predominante de oxido de Fe, mientras la magnetita es menor o solo localmente
significativo.
La mineralización puede ser descrita esquemáticamente como un proceso de
retro – grado, sin embargo las indicaciones para la evolución “prograde”
(reemplazo de hematita por magnetita) y varios pulsos de mineralización son
registrados (Marshik et al. 2001 a). Marshick y Fontbone (2001 a) reportaron
que la secuencia paragenética está subdividida en una epata de oxido de Fe de
alta temperatura (600 º - 500 º C), caracterizado por alteración pervasiva de
magnetita – cuarzo – biotita; una etapa principal de sulfide (500 º - 300 º C) con
calcopirita – pirita y mineralización de etapa – tardía (< 250 º C) con hematite –
calcite y sulfides localmente menor. Sulfides de Candelaria y otros varios
yacimientos en el distrito cercano de Punta del Cobre tienen valores δ 34 S CDT
ampliamente entre – 3.2 a + 3.1 por mil ( ejm. Rabia et al, 1996, Ullrich y Clark,
1999; Marshick y Fontboté, 2001 a) con algunos valores más altos para la
mineralización de la última etapa ( hasta 7.2 %, Ullrich y Clark, 1999) o en las
partes marginales del sistema (hasta 6.8 %; Rabia et al. 1996). Estos datos
son consistentes con el sulfuro derivado largamente de una fuente magmática
con menores contribuciones de la secuencia de huésped sedimentario que
produce evaporite en las porciones periféricas del cuerpo del mineral y durante
la mineralización de etapa tardía (Ullrich y Clark, 1999, Marschik y Fontboté,
2001 a). Las combinaciones de isótopo de oxígeno combinados con los datos
preliminares microtermométricos de inclusiones de fluido, sugiere que los
fluidos magmáticos dominados (o fluidos no magmáticos alternativamente
equilibrados con silicate) estaban involucrados en la mineralización principal Cu
en Candelaria (Marshick et al, 2000, Marschick y Fontboté, 2001 a). Los datos
de inclusión de fluido e isotopico indican que los fluidos no magmáticos
externos estaban claramente presentes durante las últimas etapas de la
actividad hidrotermal (Ullrich y Clark, 1999, Marshick et al, 2000, Ullrich et al,
2001) y los volúmenes de la alteración temprana sódica y los resultados
isotópicos sugieren una fuente no magmática parcial en los eventos tempranos
también como (M.D. Barton y E.P. Jensen, datos no publicados).
Las edades de alteración se agrupan alrededor 116 a 114 y 112 a 110 Ma,
sugiriendo actividad hidrotermal prolongada en el área (ejm. Marschick et al,
1997, Ulrich y Clark, 1999, Marschick y Fontboté, 2001 a). Se interpreta que
las edades Re – Os de 115. 2 + - 0.6 y 114. 2 + - 0.6 Ma de molybdenite de
Candelaria registran el tiempo de la mineralización principal (Mathur et al,
2002). Estos datos indican que la formación de mineral fue coetáneo con el
emplazamiento de los plutones del Complejo de Copiapó y un 187 Os / 188 Os de
0.36 + - 0.1 de un isocrono basado en los datos de magnetita hidrotermal y
sulfide de Candelaria, cae en el mismo rango como calculado inicialmente 187
Os / 188 Os de 0.21 a 0.41 para magnetita igneous en plutones cercanos
(Mathur et al, 2002). El Grupo Chañarcillo alcanzó su grosor completo de 2 km
en el Aptian tardío y ya que los cuerpos de mineral Cu – Au se formaron en los
niveles estratigráficos cerca de la base del Grupo Chañarcillo, la profundidad
de la formación de mineral corresponde aproximadamente al grosor del último.
Manto Verde, Cinturón Costero, Chile – un sistema zonificado de magnetita –
hematita Phaneorozoico: El yacimiento de Manto Verde yace en el distrito de
Los Pozos, en la Cordillera Costera Chilena alrededor de 100 km al norte de
Copiapó. El distrito hospeda varios IOCG y pequeños yacimientos de magnetita
(App. Fig. A 4). La minería comenzó en esta área a inicios de 1800 y continuó
intermitentemente hasta el presente. Manto Verde es la mina más grande con
un recurso de 120 Mt de óxidos de supergene Cu con un grado promedio de
0.72 wt por ciento Cu (en 0.2 wt % Cu límite) estimado antes de la puesta en
marcha en 1995. Las reservas “mineable” fueron Mt con 0.82 wt porcentaje total
Cu (Vila et al, 1996). Hacia mediados y finales de los años 90, la exploración
condujo a una adición sustancial de los recursos identificados de óxidos de Cu,
en el orden de 180 Mt con un grado promedio de 0.5 wt por ciento Cu yaciendo
sobre un recurso sulfido de más de 400 Mt con 0.52 wt por ciento Cu (Zamora
y Castillo, 2001).
El distrito de Los Pozos yace en un segmento estructural que está limitado
hacia el este y oeste por dos ramas de la zona de falla de Atacama con
inclinación al norte – sur (AFZ; Fig. A4), que es un sistema de falla arco –
paralelo relacionado con la subducción que se extiende sobre los 1,000 km a lo
largo de la costa Chilena (ejm Sceuber y Andriessen, 1990). La falla de Manto
Verde, una estructura prominente quebradiza N 15 º para inclinación 20 º W,
40 º para estructura quebradiza con pendiente 50 º E que corta este segmento,
controla la porción principal del mineral Cu – Au (App. Figs A4, A5). El área
está compuesto principalmente de flujos andesiticos y breccias de la edad
Jurasica y / o posiblemente Cretáceo Temprano, el cual puede correlacionarse
con la Formación Jurásica La Negra o el Grupo Bandurrias del Cretáceo
Temprano. Las rocas volcánicas son perturbadas por los granitoides del
Cretáceo del “batholith” costero Chileno. Los Granodiorites y monzonites del
complejo plutónico Las Tazas ( 130 Ma; Berg y Breitkreuz, 1983; Wilson et al,
2000) ocurre en la parte oeste del yacimiento de Manto Verde y los diorites,
monsodiorites, granodiorites y tonalites del Complejo Plutónico de Remolino
(127 Ma; Berg y Breitkreuz, 1983; Dallmeyer et al, 1996) yace al este (Fig. A4).
El complejo plutónico Las Tazas tiene 87 Sr / 86 Sr = 0.7033 a 0.7034 y valores e
Nd (130) de 5.1 a 6.4 (Berg y Baumann, 1985; Hoskinson et al, 1995),
sugiriendo un origen de manto de los magmas sin contaminación crustal
significativa. 40 Ar 39 Ar geocronología para mylonites, Al en “hornblende
barometry” y concordancia de emplazamiento de magma y edades de
enfriamiento “hornblende” sugieren que los plutones fueron emplazados
syntectónicamente en los niveles crustales superficiales por encima de la
transición dúctil – quebradizo (Dallmeyer et al, 1996). Las zonas de cizallar en
las rocas de pared a lo largo de algunos de los contactos del complejo plutónico
son explicados por transferencia caliente de estos magmas plutónicos para
permitir la deformación dúctil de nivel superficial.
El mineral Cu – Au es huésped en cuerpos breccia tabulares dominados por
specularite (Manto Verde), tubos breccia (Manto Ruso y Manto Monstruo) y
cuerpos “stockwork” (Monte Cristo; Vila et al, 1996). El cuerpo de mineral Manto
Verde yace sub – paralelo a la orientación de la falla de Manto Verde (Vila et al,
1996) en un segmento de falla ligeramente mal orientado. Otros yacimientos
Cu – Au también ocurren en más curvas con tendencias nor oeste de esta falla
o la rama oriental de la zona de falla de Atacama o en la intersección de la falla
de Manto Verde y estructuras relacionadas de segundo orden (Fig. A4),
implicando que la dilación de la falla activa mayormente localizó yacimientos a
lo largo de estas fallas maestras. Los minerales son principalmente chrysocolla,
brochantite, antlerite y atacamite con menores cantidades de malachite y
cuprite. Los minerales Cu están estrechamente asociados con los óxidos de Fe
(Zamora y Castillo, 2001). Los minerales ricos en specularite ocurre
principalmente en el “footwall” de la falla de Manto Verde en la parte norte del
distrito, mientras en la parte sur, óxidos de Cu asociados con magnetita ocurren
en los bloques “hanging – wall” y “footwall” de la falla de Manto Verde. Los
cuerpos de minerales principales dominados por specularite son breccias
hidrotermales con fragmentos de rocas volcánicas en una matriz rica en
specularite. En la periferia de estos cuerpos, existe mineralización Cu asociado
con “stockwork” specularite el cual representa facies transitoria hacia las rocas
estériles de pared (zona de Transición en Manto Verde, Fig. A5). El mineral Cu
– Au rico en Magnetita, con cantidades variables de magnetita y specularite,
ocurre como breccias, “stockwork” y diseminaciones en zonas tectonizadas en
la intersección de la falla de Manto Verde y las fallas secundarias (Altavista y
Montecristo, Fig. A4).
Los sulfidos primarios están presentes debajo del nivel de oxidación supergene
en una profundidad de 40 a 100 m en Manto Ruso (Orrego y Zamora, 1991) y
hasta una profundidad de 200 – m en Manto Verde (Vila et al. 1996). En Manto
Ruso, la transición entre la zona con óxido y el mineral primario es
relativamente definido. Calcopirita y pirita ocurre diseminado en el breccia
specularite, en “veinlets” y en agregados. La ganga tardía de calcita ocurre
debajo de una profundidad de 320 m. Los grados de cobre en la zona sulfido de
Manto Ruso varían entre 0. 6 y 0.8 wt por ciento (Orrego y Zamora, 1991). La
situación es similar en el yacimiento de Manto Verde, donde la calcopirita está
diseminada en la matriz del breccia specularite hidrotermal ( Manto Atacama) y
como granos ásperos en “veinlets” y filones “intergrown” con calcite (Vila et al,
1996). En la parte central del distrito, sur de Manto Verde, calcopirita y pirita
están asociados con magnetita (Zamora y castillo, 2001). En el “footwall” de la
falla de Manto Verde, los sulfidos están hospedados por rocas volcaniclasticas
deformadas y volcánica andesíticas (Manto Verde Breccia en Manto Verde).
Los grados de mineralización hypogena a lo largo de esta falla es variable,
localmente excediendo 1 wt por ciento Cu con cerca de 0.25 g / t Au (Zamora y
Castillo, 2001). Las concentraciones elevadas REE también ocurren localmente
en el yacimiento de Manto Verde (R. Marschik, datos no publicados).
Existe una zonificación vertical en la distribución de las especies de óxido de Fe
con magnetita en profundidad y specularite en paleo profundidad superficial
consistente con otros sistemas IOCG (ejm. Hitzman et al, 1992; Marschik y
Fontboté, 2001 a; Fig, A5). La zonificación norte – sur a escala de distrito de
sulfido – asociado con las especies de óxido de Fe, en el cual la magnetita está
ampliamente ausente en el norte y se incrementa en abundancia hacia el sur,
es posiblemente el resultado de diferencias en el nivel de erosión (Orrego y
Zamora, 1991).
La distribución del mineral principal y los tipos de alteración se muestra en la
sección esquemática vertical a través del yacimiento de Manto Verde (Fig. A5).
La alteración potásica, que afectó las rocas en la escala de distrito se piensa
que está relacionado a la intrusión de diques de granito (Vila et al, 1996). Las
rocas metasomatizadas – k contienen feldespato – clorito con menores
ensamblajes de hematita y cuarzo. La biotita hidrotermal está comúnmente con
cloro y solamente preservada localmente (Vila et al, 1996). La textura original
de la roca de rocas pervasivamente k – metasomatizadas permanecieron
intactos. Hacia la falla de Manto Verde, un incremento en cuarzo y sericite, en el
costo de K – feldespato es notable. La mineralización hypogena está asociado
con un ensamblaje de alteración rica en cuarzo – clorite con moderado a fuerte
sericitization y calcita, hematita y / o magnetita (Vila et al, 1996, Zamora y
Castillo, 2001). Las relaciones de corte cruzado de los “veinlets” observados en
la zona de Transición en Manto Verde sugiere que la fase de cuarzo – sericite –
clorite pone post fecha a la alteración k – feldespato (Vila et al. 1996).
Tourmaline está diseminado en los fragmentos del Manto Atacama breccia junto
con feldespato – K, clorito, sericite, cuarzo, specularite y minerales de arcilla. El
carbonato tardío ocurre en el feldespato k – pre existente y “veinlets” de cuarzo
(Vila et al, 1996). Los filones de Carbonato (calcita, siderita) y brecias que
pueden contener óxidos de Cu ocurren en varios lugares en el distrito (Fig, A5;
Orrego y Zamora, 1991; Zamora y Castillo, 2001). En la zona sulfide, el
carbonato está localmente acompañado por calcopirita con grano áspero. No
está claro si esta calcopirita es cogenética u ocurre como fragmentos, como es
el caso en algunos filones en Punta del Cobre. En Manto Verde, los filones de
carbonato cortan el breccia specularite, indicando que ellos se formaron tarde
en la evolución del sistema (Vila et al, 1996).
Existen datos microtermométricos preliminares a partir de inclusiones de fluido
en cuarzo que acompañaron la mineralización principal IOCG y a partir de
inclusiones en el calcita tardío con o sin calcopirita asociado (Campos, 1994, en
Vila et al, 1996). Las inclusiones de tres fases dominadas por líquido en cuarzo
tienen salinities entre 32 y 56 wt por ciento Na Cl equiv y temperaturas de
homogenización mayormente entre 215 º y 340 º C, con un valor máximo de
500 º C. Las inclusiones de dos fases están posiblemente cerca de la
saturación Na Cl (26 wt % Na Cl equiv) y homogeniza principalmente entre 180
º y 260 º C, alcanzando una temperatura máxima de homogenización de casi
400 º C (Vila et al. 1996). La coexistencia de inclusiones ricas en vapor y líquido
en cuarzo sugieren la ebullición (Vila et al, 1996). Las inclusiones de fluido
(principalmente de tres fases) en calcita tardía sin calcopirita asociada tienen
una temperatura de homogenización promedio de 240 º con un máximo de 360
º C. Sus salinities están entre 32 y 40 wt por ciento Na Cl equiv. Las
inclusiones en calcita con calcopirita asociada son exclusivamente inclusiones
de dos fases dominadas por líquido que homogenizan principalmente entre 210
º y 280 º C, con un máximo en 310 º C. Su rango de salinities entre 14 y 21 wt
por ciento Na Cl. equiv. Los datos son compatibles con saline ascendiente,
oxidado moderadamente a temperatura relativamente alta para fluidos hidro
termanles que producen minerales que hirvieron, se enfriaron y llegaron a
diluirse probablemente por la mezcla con agua meteórica “surficial”. Las edades
K – Ar de 117 + - 3 Ma de sericite de un andesite de la zona de transición y de
121 + - 3 Ma de sericite a partir de un dique de granito son interpretados como
edades mínimas para la mineralización (Vila et al, 1996; Fig. A5).
Raúl – Condestable, Cinturón Costero, Perú - un sistema Phanerozoico
magnetita (hematita): El yacimiento IOCG de Raúl Condestable está localizado
a 90 km al sur de Lima, en la costa Peruana (Fig. 12) en el lado oeste del
batolito costero peruano (107 – 37 Ma; Pitcher et al, 1985 y referencias ). Tiene
una producción acumulativa de > 32 Mt a 1.7 wt por ciento Cu, 0,3 g / t Au y 6 g
/ t Ag. El mineral ocurre como mantos y filones que contienen calcopirita – pirita
– pyrrhotita – magnetita con actinolita. El trabajo previo en el yacimiento de Raúl
– Condestable incluye Ripley y Ohmoto (1977, 1979) y Cardozo (1983), quien
propuso una génesis volcano – exhalativo mientras Injoque (1985), Atquín et al
(1985) y Vidal et al (1990) favorecieron para que sea un “skarn”.
Recientemente, de Haller (2000) de Haller er al (2001, 2002) e Injoque (2002)
clasificaron a Raúl Condestable como un yacimiento IOCG basado en su
carácter de reemplazo, controles estructurales, asociaciones de alteración
incluyendo estilos sódicos – cálcicos y abundantes óxidos de Fe hypogenos.
La estratigrafía en las pendientes del distrito de Raúl Condestable – 40 º oeste
– sur oeste tal que el mapa geológico ampliamente corresponde a una sección
oblicua dentro del Berriasian hasta la secuencia huésped sedimentaria –
volcano media Aptiano (Jurásico Tardío hasta el Cretáceo Temprano), aquí
dividido en Unidad I a Unidad V desde la base hasta la parte superior. La
secuencia completa tiene más de 6 km de grosor y las características
principales de cada unidad se muestran en la Figura 15. Todas las rocas
magmáticas en el yacimiento comparten el arco geo químico típico. La unidad
IV es un paquete dacita – andesita de 2 a 3 km de grosor perturbado por un
complejo de dique – porphyry - cuarzo – diorita subvolcanico. Los diques
Phorphyry siguen las orientaciones nor - este, norte nor – este y nor – oeste.
Los diques con inclinación nor – este y norte – nor – este son casi vertical,
mientras la falla del dique Condestable tiene tendencia al nor – oeste (Fig. 16)
pendientes 35 º a 45 º hacia el este con pre – a movimiento normal synintrusion
hasta los 500 m. La mayor parte de los “sills” perturban la parte superior de la
Unidad III, mientras que el “sill” principal y superior aún forma una estructura
lacolítica de hasta 500 a 600 m de grosor que se extiende a 4 km a lo largo del
hallazgo del yacimiento (Fig. 16). El tonalita I forma un stock con apophyses
menor, de 1.6 km de largo y hasta 300 m de un lado al otro. Tonalite 2 es un
dique, de 200 m de largo y 30 m de un lado a otro, que corta Tonalite 1. Una
inclinación nor – oeste, regional, tardío y un enjambre de dique dolerita con
pendiente al este corta transversalmente todas las intrusiones, la secuencia
volcano – sedimentaria y la mineralización IOCG (Fig. 16). La inclinación oeste
– sur oeste de la secuencia huésped probablemente toma lugar después del
emplazamiento dolerita.
Los datos convencionales U – Pb acerca de titanita hidrotermal y circón por
Haller et al, (2002) y Haller et al. (Datos no publicados, Fig. 16) indican que el
complejo de dique – “sill” - porphyry cuarzo – diorita y que la bóveda volcánica
dacita – andesita de la Unidad IV se formó alrededor de 116. 5 Ma, mientras
que Tonalita 1 y Tonalita 2 perturbó alrededor de 115 Ma. El titanita Hidrotermal
de la mineralización IOCG proporciona una edad U – Pb (115. 2 + - 0.3 Ma)
coetáneo con el magmatismo tonalita y solamente ligeramente más joven que el
edificio volcánico (Unidad IV).
El yacimiento IOCG rodea Tonalite 1 stock y está principalmente desarrollado
en la Unidad III. El yacimiento forma mantos y diseminaciones alrededor de
filones de alimentación en rocas de carbonato,”tuffs”, yacimientos pyroclásticos
y breccias volcánicas. Los filones de alimentación tienden hacia el nor . este,
nor – oeste y este – oeste y son ampliamente perpendiculares hacia el lecho.
Los filones cortan la secuencia volcano – sedimentario de la Unidad II hasta la
Unidad IV, el cuarzo – diorita – prophyry y localmente el Tonalita 1. La
Mineralización en las unidades II y IV ocurre solamente como filones. El patrón
de alteración (Fig. 16) tiene un núcleo biotita temprano cortado por un
stockwork de cuarzo circundante, pero casi exclusivamente fuera, Tonalita 1. La
alteración está zonificada hacia fuera hacia actinolita – albita – clorita ( + -
magnetita – escapolita) y hacia arriba a Fe Chlorite y ensamblajes de sericita.
Los filones de actinolita cortan la alteración de biotita. El prehnite tardío y la
pumpellyita localmente sobre imprimen el ensamblaje actinolita – albita –
escapolita. Una alteración distal superior halo, que consta de hematita – clorita
( + - epidota – calcita – albita) lateralmente rodea los ensamblajes de Fe clorita
+ sericita y actinolita – albita – clorita.
Una secuencia paragenética compuesta basada en el filón y empastes de
espacio abierto con grano – áspero dentro del área mineralizada principal se
muestra en la Fig, 17. El metasomatismo actinolita fue coetáneo con el
stockwork de cuarzo y los óxidos de Fe que ocurren como empaste de espacio
abierto y cuerpos de reemplazo masivo. La hematita fue depositado primero y
luego completamente seudomorfos y eventualmente cubierto por magnetita.
Escapolita (el marialita miembro final Na) ocurre como cristales hasta de 10
centímetros de largo dentro o cerca de los filones de alimentación. La titanita
hidrotermal precipitada junto con el k – feldespato en los “veinlets” que cruzan
transversalmente la escapolita. La etapa subsecuente de sulfide comenzó con
menor molybdenita, luego pyrrhotita, pirita con menor marcasita y terminó con
calcopirita. Prehnita y pumpellyta formaron cierre tardío hacia filones de
alimentación. Zonificando ambos en filones y mantos de proximal a distal
relativo a los filones de alimentación (pero también tardío hacia temprano dentro
de la secuencia paragenética) está calcopirita, pirita, pyrrhotita y magnetita.
Los sulfides de Cobre – Fe están caracterizados por valores δ 34 S que van
desde 2.7 a 26. 3 por mil (CDT), con un pico de alrededor de 5 por mil (n = 20)
(de Haller et al. 2002) que podría indicar una contribución significativa de sulfato
evaporita o marino reducido (Ripley y Ohmoto, 1977). Una contribución
significativa de sulfuro – con fuente magmática es propuesta pero no puede ser
demostrado (o desechado) por los datos del isótopo de sulfuro. Las inclusiones
de fluido hiper salino con halita y cristales “daughter” chloride Fe (determinación
SEM – EDS) ocurren en cuarzo stockwork, junto con inclusiones ricas en vapor.
La Geo química de multi elemento a partir de muestras de control de grado a
partir de cuatro cortes transversales de filones y seis muestras de mineral de
manto de chorro muestra valores Cu hasta 20 wt por ciento en filones y 7 wt
por ciento en mantos. El oro y el Ag se correlacionan con Cu y pueden alcanzar
respectivamente valores sobre 2 y 100 ppm, Zinc, Pb y Mo son típicamente
menores que 2,500, 500 y 100 ppm respectivamente. El Cobalto y el Ni son
anómalos pero menos de 400 ppm. El Uranio y Th están debajo de 5 ppm. y F
puede ser hasta 0.17 wt por ciento- Localmente, REE puede ser enriquecido,
con La hasta 260 ppm y Ce hasta 500 ppm.
El patrón zonificado de la alteración, con alteración potásica cerca al stock
tonalítico clasificando hacia afuera hasta sodico – cálcico y hacia arriba hasta
ensamblajes phyllic, sugiere una conexión directa entre las intrusiones de
tonalita y la mineralización. Esto también es apoyado por las edades U – Pb,
que muestran que la mineralización es coetáneo con este magmatismo.
Además, el alto contenido de Fe chloride de las inclusiones de fluido hiper
salinas en el stockwork de cuarzo, el cual estrechamente rodea la tonalita,
sugiere que el último podría ser la fuente del Fe. El yacimiento de sulfide fue
subsecuente a una formación magnetita extensiva, el cual ampliamente
reemplazó la hematita specular, siguiendo así una evolución similar al descrito
por Marshick y Fontboté (2001 a) en La Candelaria.
Solamente alrededor de 1.5 m. y. Separó la intensificación del edificio volcánico
dacita – andesita de la Unidad IV y relacionó el complejo de dique – sill -
prophyry – diorita – cuarzo a partir de las intrusiones tonalíticas. El tiempo
estrecho y las relaciones de espacio existentes entre estos dos eventos
magmáticos sugieren fuertemente que ellos son parte del mismos sistema
magmático, las intrusiones de tonalita que corresponden a los últimos eventos
magmáticos que ocurrieron en el centro volcánico de Raúl – Condestable. Se
interpreta que la parte superior de la Unidad IV ampliamente corresponde a la
paleo superficie en el tiempo de la formación del yacimiento (Fig. 16),
implicando así que la mineralización ocurrió en una paleo profundidad de 2 a 3
km en un escenario sub volcánico.
Discusión : Origen de los Yacimientos de Oxido de Hierro Oro – Cobre
Sypnosis de Evidencia
La mayor parte de los yacimientos de IOCG tienen ensamblajes de mineral que
implican que los fluidos de mineral fueron oxidized y pobres en sulfide, a pesar
que las rocas huésped parecen localmente haber influenciado en la formación
de ensamblajes más reducidos que producen pyrrhotite como en Eloise en el
distrito de Cloncurry (Baker, 1998) y en Raúl Condestable (de Haller et al,
2002). Las intrusiones de fluido indican que los fluidos de minerales eran salino
y la impresión total es que estos yacimientos se formaron a partir de fluidos con
alto CI / S (cf. Barton y Johnson, 1996).
La evidencia geológica presenta un cuadro complejo con características claves
incluyendo las siguientes:
1. Existe una evidencia para los escenarios crustales más profundos y
superficiales y las implicaciones asociadas para la participación de
fluidos surficial en el primero pero su probable ausencia de yacimientos
en regímenes dúctiles.
2. Existe generalmente fuerte evidencia, pero no universal para el
magmatismo coetáneo con diferentes regiones que tienen diferentes
“suites” intrusivos de composición. Los yacimientos IOCG están
asociados con las rocas ígneas que van desde dioritas hasta granitos y
no existe asociación clara con el magmatismo alcalino. La mineralización
y la alteración asociada ocurrió en temperaturas sub magmáticas.
3. Existen grandes volúmenes de rocas espacialmente asociadas y
típicamente alteradas sódicas. Las mermas elementales en estos, puede
entre otros, incluir Fe, Cu y Au, pero este en si mismo no indica que los
sistemas de alteración representan la fuente de los componentes de
minerales de diagnóstico.
4. La falta de cualquier control tectónico universal claro, sin embargo
algunos (ejm. Barton y Johnson, 1996) han argumentado por fuentes
evaporíticas u otras fuentes de agua salada no magmáticas que serían
consistentes con controles tectónicos y en algunos casos controles
climáticos.
La evidencia estable de isótopo incluye variable δ 34 S, el cual está típicamente
pero no universalmente cerca de 0 + -5 por mil. Los valores δ 18 O son
largamente consistentes con la equilibración de la roca, a pesar de que las
contribuciones de agua surficial parecen ser significativas en algunos casos
(ejm. Olympic Dam). Los datos isótopo radiogénico son consistentes con las
fuentes de roca de Nd y Os que en algunos casos debe haber estado lejos del
lugar del yacimiento.
Proceso de Mineralización
Los datos de inclusión de fluido (ver resúmenes en Pollard, 2000, Partington y
Williams, 2000, Williams y Pollard, 2003) demuestran un rol ubicuo para el agua
salada en la génesis IOCG. Sin embargo, las características variables de los
yacimientos IOCG implican que existieron diferencias fundamentales en las
condiciones y mecanismos de mineralización entre los yacimientos. La
paragenesis mineral, los datos de inclusión de fluido y la geotermometría de
isótopo estable (como fue revisado por Partington y Williams, 2000) sugiere que
la precipitación Cu – Au ocurrió en varias temperaturas diferentes entre 200 º y
500 º C (Fig. 17). Las características de los yacimientos IOCG que influyen en
el proceso de interpretación de mineralización incluyen (1) controles distintos a
ausentes específicos de roca huésped, (2) presencia o ausencia de zonificación
mineral Cu y / o Fe, (3) química de elemento menor variable, incluyendo la
asociación inconsistente pero distintiva F – Ba – LREE – U, (4) ocurrencia de
diferentes ejemplos que despliegan ya sea signaturas de isótopo uniforme o
variable estable, (5) significancia variable relativa del filón, breccia y estilos de
reemplazo de mineralización, (6) cantidades limitadas de cuarzo de filón
comparado con muchos otros tipos de yacimientos de mineral hidrotermal, y (7)
la evidencia común para los componentes significativos de fluido carbónico.
Factores excepto el enfriamiento de fluido de mineral que eran importantes y
pueden haber sido predominantemente responsables de la mineralización en
muchos casos.
Mineralización controlada por las reacciones de roca de pared: Algunos
depósitos IOCG están localizados por litologías específicas y despliegan
evidencia textural de reacciones de la roca al fluido durante la deposición de
sulfide. Las rocas huésped en estos casos pueden estar dividios en dos
principales categorías, a saber magnetita + - hematita piedras – hierro y rocas
carbonaceous.
En los yacimientos hospedados por piedra de hierro una influencia geoquímica
de la roca huésped puede ser deducido donde los sulfidos selectivamente
reemplazaron los minerales Fe in situ o están restringidos a los lugares
estructurales donde la magnetita fue alterada a hematita durante deposición de
sulfido en espacios abiertos. Las piedras de hierro no necesitan ser productos
de los mismos eventos como aquellos responsables de la deposición de Cu –
Au y la distribución de Cu y Au puede ser en parte independiente de la piedra
de hierro en escala de distrito a escala de mina. En algunos casos, como es
documentado a partir de varios ejemplos Proterozoicos en Australia, el
mecanismo motivador parece haber sido la reducción de sulfato por magnetita
para formar hematita (Gow et al. 1994, Rotherham, 1997, Skirrow y Walshe,
2002). En otros, los fluidos comparativamente reducidos sulfidizaron los óxidos
de Fe en un proceso que formó minerales libres de hematita y que producen
pyrrhotite (Huston et al, 1993, Skirrow y Walshe, 2002).
En los casos donde las texturas de reacción distinta no han sido descritas, no
se debe asumir que los huéspedes de piedra de hierro han ejercido un control
químico directo en la deposición del mineral. La asociación podría estar más
influenciada por estructura si las piedras de hierro eran más susceptibles a la
fractura que las rocas circundantes durante la mineralización. También se ha
sugerido que otros procesos tal como la mezcla de fluido pueden haber actuado
en conjunción con las reacciones de roca de pared en algunos yacimientos que
hospedan piedra de hierro (Williams et al. 2001, Skirrow y Walshe, 2002). Un
corolario que, donde están presentes, no se puede asumir que las piedras de
hierro sean el loci principal del enriquecimiento Cu – Au. Una buena ilustración
es el yacimiento Osborne en el distrito de Cloncurry, donde los filones de cuarzo
– magnetita – calcopirita – pirita + - pyrrhotite ocurren cerca pero independiente
de piedras de hierro ricos en magnetita grueso pero débilmente mineralizada
(Adehesad et al. 1998).
Posibles yacimientos Cu – Au económicos relacionados con IOCG localizados
por rocas carbonaceous (meta) sedimentarias ocurren en el norte de
Scandinavia (Lindblom et al. 1996), el distrito Cloncurry (Krcmarov y Stewart,
1998; Williams y Skirrow, 2000), y Rajasthan, India (Knight et al. 2002).
Destrucción de grafito a favor del carbonato, también como la presencia de
alteración hematítica, que es comúnmente mejor desarrollada en las litologías
cercanas libres de grafito, todo sugiere que las reacciones redox entre el fluido
del mineral y grafito contribuyeron a la deposición de sulfido. En algunos casos,
la pirita pre existente o pyrrhotita en estas rocas huésped puede también haber
contribuido con sulfuro (Krcmarov y Stewart, 1998). Los óxidos de hierro son
típicamente menores y pueden desplegar una relación antipatética para las
rocas grafíticas en estos sistemas. Ellos pueden estar ausentes de las zonas
de minerales, incluso en los casos donde aparentemente los cuerpos minerales
ricos en óxido de Fe coetáneos ocurren en escenarios estructurales
relacionados cercanos (Krcmarov y Stewart, 1998).
Mineralización sin control específico de roca huésped : La mayoría de los
yacimientos IOCG incluyendo la mayor parte de las más grandes están
hospedadas por litologías fuertemente alteradas de crustal normal tal como
andesitas, granitoides y varios tipos comunes de rocas (meta) sedimentarias.
En temperatura más alta la magnetita dominó los ejemplos (ejm. Ernest Henry,
Candelaria, Raúl Condestable), los metales de minerales parecen haber
depositado las siguientes historias complejas más tempranas de alteración de
alta temperatura. Estas historias pueden haber involucrado fases tempranas de
albitization, a pesar de que la evidencia para esto puede ser preservada
solamente fuera de los entornos de minerales, donde los feldespatos
plagioclase tiende a estar ausente, habiendo sido reemplazado por feldespato –
k, biotita + - magetita + - garnet, skarn y amfiboles.
Calcopirita es el único mineral Cu hipogeno económicamente significativo en la
mayor parte de los yacimientos IOCG dominados por magnetita, con la notable
excepción de Salobo. Sulfidos, con o sin magnetita co depositada, ocurre
predominantemente como material de relleno en los filones y “veinlets” o como
matriz en breccias. El reemplazo de silicatos ferromagnesianos formados más
temprano consistente con la sulfidación es localmente significativa, como el
yacimiento Eloise en el distrito de Cloncurry (Baker, 1998). Sin embargo, en
otros casos, incluyendo Candelaria y Ernest Henry, existe muy poca evidencia
para la sulfidización y como se notó arriba, las cantidades limitadas de cuarzo
co depositado sugiere que los mecanismos excepto el enfriamiento deben ser
considerados. Los sistemas IOCG dominados por hematita incluyen algunos
ejemplos en los cuales la calcopirita es el único sulfido Cu hypogeno
significativo (ejm. Manto Verde) y otros que tienen distinta zonificación
calcopirita – bornita – chalcocita (ejm. Olympic Dam, Prominent Hill).
Haynes et al. (1995) sugirió que varias líneas de evidencia implican deposición
de minerales en el Olympic Dam como resultado de la mezcla de por lo menos
dos fluidos, uno de temperatura más alta y salina, de origen profundo,
magmático y / o origen meteórico profundamente circulado y el otro, meteórico y
oxidizado. Esta evidencia incluye el patrón de zonificación mineral Cu, la
covariación de temperaturas de equilibrio isotópico y deducido δ 18 O fluido (Fig.
17) y las salinidades variables de inclusiones fluidas y ocurrencias de
inclusiones con salinidades más altas y temperaturas de homogenización en
profundidad asociadas con calcopirita. En adición, existen abundancias altas y
distribuciones antipatéticas de fluorita y barita, con el último mineral altamente
insoluble, siendo abundante en las breccias superiores y / o interiores estériles
cuarzo – hematita. Haynes et al. (1995) pudo simular numéricamente la
zonificación mineral y paragenesis de Olympic Dam usando un escenario
mezclado, con composiciones fluidas de miembro final modeladas.
Actualmente faltan modelos geo químicos detallados de deposición de mineral
para otros sistemas IOCG más grandes. La observación que las inclusiones de
fluido ricos en CO 2 están asociados con inclusiones de agua salada en
muchos yacimientos IOCG han conducido a la sugerencia de que la separación
de la fase carbónica y el incremento del pH asociado podría ser también un
proceso significativo en la mineralización (ejm. Xu y Pollard, 1999). Mientras
esto podría ser anticipado en fluidos volátiles mezclados afectados por
presiones reducidas durante la fractura y los eventos de breciación, su
relevancia sigue sin estar claro en la ausencia de evidencia convincente para el
co entrampamiento de agua salada y las inclusiones CO2 en lugares de
mineralización (Fu et al, 2003).
A pesar de que los roles relativos de enfriamiento, separación de la fase de
fluido y mezcla de fluido en los depósitos IOCG son pobremente entendidos,
existen indicadores persistentes de que más de un fluido está involucrado en la
deposición del mineral en la mayoría de los yacimientos. Incluso en yacimientos
donde los datos de isótopo estable son más consistentes con la ultimadamente
derivación magmática para el oxígeno, carbono y sulfuro (ejm. Ernest Henry,
Candelaria), existe evidencia de que la mezcla del fluido podría haber tenido un
rol importante en la deposición del mineral. Esto incluye : (1) la presencia de
inclusiones de fluido hipersalino distintivo que contiene Fe o Ba chlorides, el
cual dado la paragenesis mineral oxidized, implica concentraciones muy bajas
de sulfuro en uno de los fluidos de mineral (ejm. Starra en el distrito de
Cloncurry; Cloncurry, Williams et al, 2001; cf. Barton y Johson, 1996); (2) la
presencia local de sulfidos con valores altamente elevados δ 34 S (ejm. Raúl
Condestable) en sistemas temporalmente asociados con intrusiones, implicando
contribuciones sulfúricas no magmáticas pero no obstante consistentes con una
fuente de metal magmática; y (3) zonificación interna altamente compleja de
piritas (As, Co, Ni, Brodie, 2001) y K – Ba – feldespato (Twyerould, 1997; Mark
et al, 2000) y la presencia de barita en las últimas etapas de synore en Ernest
Henry.
Relaciones con otros tipos de depósito
Los yacimientos de óxido de hierro Cu – Au despliegan asociaciones espaciales
con y / o tienen asociaciones minerales similares a varios otros tipos de
yacimientos de minerales Fe y Cu. Pre eminente entre otros tipos de
yacimientos que necesitan ser considerados en el contexto de la génesis IOCG
son (1) yacimientos apatíticos de óxido de Fe, (2) los miembros
predominantemente ricos en Au asociados con diorita de la familia del
yacimiento de Cu porphyry y sus skarns F +-Cu asociado que
característicamente contienen grandes cantidades de magnetita hidrotermal
(ejm. Sillitoe, 1997), (3) el yacimiento Phalabowra Cu rico en magnetita,
hospedada con carbonatita, (4) depósitos de Cu + - Ag hospedado con breccia
y manto tal como ocurre ampliamente en el cinturón Andino IOCG (Sillitoe,
2003) y (5) yacimientos Cu syntectonic - hospedado (meta) sedimentario tal
como un sistema gigante de mineral en Mount Isa que puede ser coetáneo con
los yacimientos IOCG del distrito de Cloncurry (cf. Haynes, 2000).
Las afinidades de composición y espaciales a escala amplia de los yacimientos
IOCG y de óxido de Fe apatítico han sido ya descritos y aunque bien en la fase
de evidencia geoquímica, podría ser tomado para indicar un continuo.
Historicamente se ha argumentado que indica un vínculo genético (Hitzman et
al, 1992, Barton y Johnson, 1996). Sin embargo, dentro de las regiones, los dos
tipos de yacimientos despliegan un grado de distribución independiente para
una cierta extensión formando distintos grupos con controles estructurales
separados (ejm. Hitzman, 2000, Bergman et al, 2001, Sillitoe, 2003). En casos
donde Cu y Au ocurren dentro o espacialmente superponiéndose con minerales
de Fe apatítico, la paragenesis sulfide son típicamente más jóvenes (Barton y
Johnson, 2000). El óxido de Fe apatítico y los yacimientos de IOCG podrían ser
por lo tanto productos de sistemas que comparten el mismo entorno general
geológico y fuentes de algunos componentes, pero ellos pueden también tener
algunas diferencias genéticas fundamentales entre ellos.
Los yacimientos de skarn y Cobre- Au - (Fe) porphyry tienen asociaciones de
espacio – tiempo diferentes con rocas ígneas básico a intermedio, oxidized
(produciendo magnetita); se cree ampliamente que ellos se forman de fluidos
magmáticos coetáneos (Seedorff et al, 2005). Una implicación importante es
que la baja paragenesis mineral del sulfuro de los yacimientos de IOCG no
presentan una caso de prima facie para una fuente de fluido de mineral no
magmático. La alteración sódica es raramente significativa en las partes
mineralizadas de los sistemas porphyry pero puede estar presente en
profundidad, potencialmente extendiéndose bien lejos de los centros porphyry
debido a la circulación de fluidos regionales (ejm. Dilles y Einaudi, 1992; Battles
y Barton, 1995). Sin embargo, notablemente, algunos yacimientos porphyry Cu
– Au asociados con diorita despliegan fuerte albitization en un entorno de
mineral y ellos están espacialmente asociados con los cuerpos de magnetita –
apatita (en parte sobre impreso por la mineralización Cu – Au) y skarns
distintivos magnetita – Cu – Au enriquecidos con REE (Cann y Godwin, 1983,
Meinert, 1984; Lang et al, 1995; Dilles et al; 2000; Ray y Webster, 2000).
Muchos óxidos de Fe apatíticos y yacimientos de IOCG también tienen una
asociación regional con rocas ígneas más primitivas y oxidized pero carecen de
la asociación intima con los stock subvolcánicos y stockworks externos de
filones que producen cuarzo de yacimientos de prophyry. En los Andes, está
claro que los yacimientos IOCG tienen una asociación temporal y espacial
mucho más cercana con los minerales apatíticos de óxido de Fe que con los
sistemas porphyry (Fig. 12). Un factor de contribución para esta separación
podría ser la profundidad de la formación, con yacimientos relacionados con
prophyry que tienden a ser preservados en cinturones típicamente más jóvenes
y erosionados menos profundamente. Sin embargo, otros factores deben estar
involucrados, dado los escenarios superficiales deducidos y las contribuciones
de agua meteórica en los sistemas de hematita – sericita IOCG tal como
Olympic Dam, un número de yacimientos Andinos (ver la sección anterior) y la
sección vertical – 7 km con niveles comparables o más superficiales para IOCG
comparado a los yacimientos de prophyry en el distrito de Yerington, Nevada
(Dilles et al, 2000).
Groves y Vielreicher (2001) han sugerido que las similitudes geoquímicas
sorprendentes entre el yacimiento Phalabowra de Cu que hospeda carbonatite y
el yacimiento de Olympic Dam implica que el primero debe ser considerado
como el miembro final de la familia IOCG. Se propuso que los magmas
alcalinos enriquecidos volátiles en profundidad podrían ser la fuente de
mineralización del Olympic Dam. Los sistemáticos Samarium – Nd en Olympic
Dam sugieren una fuente de manto para los valores REE altamente
enriquecidos (Johnson y Mc Culloch, 1995), sin embargo las fuentes de Cu, Au
y U no son conocidos con certeza. Por otro lado, muchos yacimientos IOCG,
como se definió en el papel actual, no tienen asociación conocida con los
carbonatites o cualquier forma de magmatismo alcalino. Además, muchos no
despliegan una firma LREE – U – F marcada y quizás significativamente, estos
incluyen ejemplos en el norte de Suecia y los Andes que están espacialmente
asociados con yacimientos de óxido de Fe apatítico arquetípico. Por
consiguiente, las contribuciones de los magmas alcalinos – carbonatita podrían
explicar características de algunos de los yacimiento IOCG pero actualmente no
pueden ser invocados como esenciales (ejm. como se notó en la introducción
pueden existir fundamentalmente diferentes tipos de yacimientos IOCG que un
día puede requerir clasificación separada).
Contrastando con posibles afinidades alcalinas – carbonatita, las asociaciones
espaciales de los yacimientos IOCG con yacimientos de Cu misceláneo
sedimentario y “volcánico – hosted” en el bloque Mount Isa y el punto de los
Andes apuntan a los posibles roles de fluidos surficiales en los sistemas
mineralizados de estos distritos. Un concepto metalogénico popular para tales
depósitos involucra la lixivixiación de Cu a partir de rocas volcánicas básicas a
intermedias por agua salada vinculado con las cuencas evaporíticas (ejm.
Heinrich et al. 1995) . Haynes (2000) sugirió que los yacimientos de ICOG y lo
que él llamó “yacimientos Cu (Au) de sulfido Fe” pueden estar relacionados
con el primero ocurriendo característicamente en rocas comparativamente
oxidize y rocas huésped deficientes en sulfuro.
Autocontrol, modelos y direcciones para investigación futura
Los tópicos críticos en la génesis IOCG que son tópicos de debate actual se
relacionan a las fuentes de metales, fluidos de minerales y otros componentes
vitales de los sistemas que forman el mineral, tal como Cl y S. Estos tópicos
podrían ser combinados con una mejor documentación a través de estudios de
campo de características geológicas de yacimientos IOCG y sus sistemas
causativos hidrotermales.
Barton y Johnson (1996) propusieron que el carácter geoquímicamente
distintivo de los yacimientos está relacionado a los fluidos con CI / S
distintivamente alto, reflejando una fuente evaporítica para estos elementos.
Otros usaron isótopos estables y evidencia de inclusión de fluido para sugerir
un rol para el agua magmática (ejm. Gow et al, 1994, Williams et al. 1995,
Rotherham et al, 1998), Williams (1994), Barton y Johnson (1996) y Olivier et al
(2004) propusieron que el Fe y algunos otros elementos enriquecidos en los
yacimientos (ejm. K, Rb, Ba) fueron lixiviados via regional álcali
metasomatismo, sin embargo las fuentes de fluido inicial pueden diferir entre
diferentes áreas. En contraste, Perring et al. (2000) mostró que un yacimiento
magnético hidrotermal gigante en Lightning Creek en el distrito de Cloncurry se
formó bajo condiciones hidrotermales magmáticas transitorias, en un sistema
que involucra por lo menos algunos fluidos que tenían altos contenidos de Fe y
Cu consistentes con la derivación de estos metales a partir del magma
cristalizado. A la inversa, Johnson y Barton (2000) mostraron que el sistema
inclinado Humbolt en Nevada tiene zonificación como IOCG y paragenésis de
menor Cu, Au, Co y REE, aunque estrechamente vinculado a > 1 billón de
toneladas de mineralización de magnetita y ninguna evidencia para los fluidos
magmáticos a partir de los magmas fundamentalmente basálticos del complejo.
Barton y Johnson (2000) evaluaron las similitudes y diferencias que se esperan
entre las fuentes de agua salada magmática y no magmática y concluyó que
este espectro de fuentes de fluido deben producir características distintivas
geológicas y geoquímicas; ellos sugirieron que las características IOCG son
mejor explicadas por la fuente de agua salda no magmática. Las fuentes de
sulfuro siguen siendo enigmáticas, en parte debido a la dificultad de detección
en las inclusiones de fluido, pero los contrastes entre Candelaria y Ernest
Henry, con la mayor parte de valores calculados δ 34 S fluido predominantemente
magmático y Raúl – Condestable, con valores δ 34 S fluido alcanzando en exceso
de 20 por mil, sugiere que las fuentes magmáticas y cerca de la superficie
(sedimentario) pueden haber contribuido con sulfuro.
Los avances considerables han sido realizados en la caracterización de los
fluidos de minerales IOCG usando estudios convencionales de inclusión de
fluido geoquímico de isótopo estable (Fig. 17, ver resumen en Partington y
Williams, 2000, Pollard y estudios posteriores por Mark et al, 201; Marschick y
Fontboté , 2001 a, Ullrich et al, 2001; Williams et al, 2001, 2003). Las
inclusiones de fluidos revelan que la formación de los depósitos involucraron
fluidos que contienen H2O con o sin especies carbónicas y altas
concentraciones de varias sales. El componente carbónico está
dominantemente representado por CO 2, sin embargo CH 4 está también
presente en algunos ejemplos, típicamente aquellos asociados con los
minerales pyrrhotiticos y / o rocas huésped carbonaceous, también como
carbonatos hidrotermales. Las densidades de las inclusiones carbónicas de
fluido son consistentes con las presiones de entrampamiento llegando a 100 M
Pa, consistentes con el agua salada hasta los escenarios estructurales dúctiles
de algunos yacimientos (ejm. Rotherham et al. 1998). Los componentes de
agua salada y carbónico típicamente forman poblaciones discretas de inclusión
de fluido y como se notó arriba, no está aún claro como se formaron estos (es
decir, descomponiendo a partir de un fluido único homogéneo, efervecencia
CO2 que resulta de la mezcla del fluido, reacciones de la roca al fluido en el
lugar de entrampamiento y / o diferentes entradas de fluido al lugar de
mineralización). Los estudios cerca de Cloncurry sugieren que las grandes
variaciones en la composición del complejo ubicuo tipo agua salada existieron
entre las localizaciones dentro de un distrito único y que la composición de
estas aguas saldas pueden también haber cambiando durante la evolución de
los sistemas que forman el mineral (Mark et al. 2001, Williams et al, 2001,
2003).
La evidencia estable de isótopo (Fig. 17) como fue revisado por Partington y
Williams (2000), sugiere que el agua en los sistemas como los que se
encuentran cerca de Cloncurry fue exclusivamente profundo (ejm. equilibrado
con magmas, rocas igneas, y / o rocas metamorficas en temperaturas
elevadas). Sin embargo, los sistemas de hematita – sericita como el Olympic
Dam y Prominent Hill en el craton Gawler añaden otra dimensión al problema,
mientras es probable que ellos se hayan formado en los sistemas hidrotermales
que contienen grandes cantidades de agua derivada de la superficie. Los datos
de la inclusión de fluido y de isótopo estable de oxígeno del Olympic Dam
proporcionan un fuerte respaldo para este concepto en este yacimiento
(Oreskes y Einaudi, 1992).
Varios modelos genéticos han sido propuestos para los yacimientos IOCG que
pueden ser ampliamente divididos en aquellos que involucran fuentes de fluido
magmático y no magmático (como es resumido por Barton y Johnson, 2004,
Fig. 18. Tabla 1). Los modelos magmáticos involucran la liberación de aguas
saladas metaliferous, pobres en sulfuro, oxidized a partir de magmas coetáneos
con deposición de mineral por consiguiente conducido por varios procesos
como se discutió arriba. Se deduce que las fuentes han sido arco magmas
primitivas alcalinas – calc (ejm. Sillitoe, 2003), los granitoides tipo I o tipo A en
los arco escenarios distales o intracratónicos debatidos en Australia y Norte
América (Meyer, 1988, Pollard et al, 1998, Wyborn, 19998) y carbonatite para
magmas fuertemente alcalinas (Hauck, 1990; Groves y Vielreicher, 2001) El
contenido CO 2 de la fuente es un factor importante en los modelos
magmáticos, no solo debido a la presencia común de CO 2 en las inclusiones de
fluido relacionadas con el mineral sino también debido a su rol en el control de
liberación de fluido a partir de magmas sobre un rango amplio de presiones
compatibles con las profundidades deducidas por los sistemas IOCG (Pollard,
2000). También se ha sugerido que la presencia de CO 2 puede influir en la
separación álcali entre las fundiciones de silicate y fluidos, generando
potencialmente agua salada con ratios altos Na / K que podrían ser
responsables para la alteración sódica expandida presente en muchos
escenarios IOCG (Pollard, 2001).
Los modelos no magmáticos pueden estar subdividios en dos categorías,
aquellos en los cuales los fluidos están principalmente derivados de la
superficie o cuencas superficiales y aquellos que involucran fluidos que han
evolucionado en entornos más bajos a entornos metamórficos midcrustales.
Ambos requieren escenarios especializados con disponibilidad de chloride no
magmática. En el primero, el rol primario de las intrusiones es conducir la
convección termal de aguas saladas no magmáticas (ejm. Barton y Johnson,
1996). La salinidad del fluido puede ser derivado del agua de la superficie
evaporada (calor y escenarios) o por medio de la interacción del agua circulante
con yacimientos evaporita pre existente. La posibilidad de que la salinidad fue
derivada por la ruptura de silicatos que producen Cl, tal como escapolite ha sido
considerado en escenarios tal como el distrito de Cloncurry, donde la actividad
hidrotermal relacionada con el IOCG se piensa que ha ocurrido en las
profundidades midcrustales (Williams, 1994; De Jong y Willimas, 1995, Oliver,
1995). Los modelos metamórficos no requieren una fuente de calor ígnea, sin
embargo las intrusiones coetáneas pueden estar presentes y pueden haber
contribuido con calor y componentes (ejm. Fe, Cu) a los fluidos.
Ultimadamente, el problema principal en la génesis IOCG es ya sea si existe un
vínculo directo para el manto o corteza más baja vía magmas, particularmente
con respecto a los yacimientos muy grandes o si los yacimientos son generados
completamente dentro de la corteza en sistemas hidrotermales gigantes que
pudieron concentrar eficientemente lo que había sido dispersado previamente a
través de grandes masas de roca. La respuesta a esta pregunta es actualmente
una incertidumbre debido a la falta de datos claves y tales datos representan
importantes direcciones para la investigación futura. Estos vacíos en el
conocimiento incluyen lo siguiente:
1. Existe evidencia directa limitada para o contra, fraccionamiento de
fundiciones ricos en Fe y P o los fluidos acuosos ricos en Cu a partir de
los magmas coetáneos con los sistemas IOCG. En particular, las
conexiones posibles para los magmas alcalinos y / o ricos en CO 2 (cf.
Groves y Vielreicher, 2001) pueden merecer atención adicional dado el
componente carbónico común en los fluidos del mineral y los carbonatos
hidrotermales en los minerales.
2. Existe una evidencia limitada y ambigua de los isótopos radiogénicos,
con la mayor parte de estudios consistentes con algo, pero no todo los
componentes de minerales; típicamente existe evidencia en estos casos
que apuntan a algún vínculo directo para el manto (Johnson y Mc
Culloch, 1995; Gleason et al, 2000, Skirrow, 2000, Mathur et al. 2002).
3. Existe una escasez de datos halógenos geoquímicos para limitar las
fuentes de salinidad (Yardley, 2000), sin embargo estudios limitados de
yacimientos de Cloncurry y Norrbotten sugieren que existían fuentes
múltiples de Cl y BR en estos (Mark et al, 2001; Willimas et al, 2001,
2003).
4. Existe incertidumbre en cuanto a la conexión entre el metasomatismo
alcali regional y el presupuesto de masa de los minerales espacialmente
asociados (Williams, 1994; Barton y Johnson, 1996; Hitzman, 2000;
Oliver et al, 2004) y ya sea o no tal alteración es un prerrequisito o un
resultado del proceso(s) de formación del mineral o características no
relacionadas, el cual solamente sirve para indicar que el escenario
tectónico, la estructura termal y el paquete estratigráfico son apropiados
para la prospectividad IOCG.
La mayor parte de los investigadores en el tiempo actual concluyen que los
depósitos IOCG son los productos de falla y / o sistemas hidrotermales
magmáticos distales controlados por la zona de cizallar, algunos de los cuales
incorporaron cantidades significativas a los yacimientos, existen preguntas
importantes para ser abordadas con relación al escenario tectónico y
especialización petro química que conduce a la generación de un fluido rico en
Fe- Cu, también como evolución de fluido bajos las condiciones “deep – seated”
implicado para depósitos tal como los del distrito Cloncurry. Esto implica que el
control fundamental acerca de las distribuciones globales IOCG pueden estar
relacionadas con la generación de magma en la corteza más baja o manto
superior. Alternativamente, si las sales son derivadas primariamente de los
fluidos de cuenca, evaporitas o metamorfismos y los metales de la lixiviación de
rocas a lo largo del patrón de flujo o en la fuente (Tabla 1), entonces la
implicación es que la prospectividad se relacionaría al entorno paleo gráfico
específico o sucesión estratigráfica, también como a la historia termal y
permeabilidad de las rocas huésped alrededor de los yacimientos. En ambos
casos, se requiere una fuente de sulfuro para la precipitación de Cu, y esto
puede ser un factor crítico para la productividad económica, sin importar la
fuente de fluidos y metales.
Ya sea que la mezcla del fluido o las fuentes múltiples podrían ser o no los
distintivos de definición de los yacimientos IOCG aún está por demostrar. Sin
embargo, el reconocimiento de la proximidad para intrusiones causativas y los
roles de mezcla de fluido versus reacciones de roca de pared y enfriamiento,
puede ultimadamente permitir la discriminación de diferentes tipos de
yacimientos dentro de esta clase más amplia y una exploración más enfocada y
entendimiento de la investigación.
