Informe Rift Volcánicos Asociados a La Mineralización 2

8/18/2019 Informe Rift Volcánicos Asociados a La Mineralización 2

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TEMA: RIFT VOLCÁNICOS SOCI DOS

L MINER LIZ CIÓN

Curso: Vulcanología

Docente: Díaz Huayna

Alumnos:

Aponte Padilla, Mery Tania

Bautista Suarez Jorge Luis

Samanez Trigoso Betsi Mariel

Universidad Nacional Mayor

De San Marcos

E.A.P. de Ingeniería Geológica

FIGMMG

Lima, 30 de Noviembre del 2015

C. U. UNMSM


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Universidad Nacional Mayor de San MarcosEAP de Ingeniería Geológica

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TABLA DE CONTENIDO

Contenido

1. INTRODUCCIÓN ..................................................................................................... 2

2.

GENERALIDADES DE RIFT ........................................................................................ 3

2.1 Petrografía. ............................................................................................................... 4

2.2 Composición química. .......................................................................................... 5

2.3 Elementos trazas .................................................................................................... 8

2.4 Isótopos radiogénicos. .......................................................................................... 9

2.5 Modelo petrogenético. ....................................................................................... 12

3. MINERALIZACIÓN ASOCIADAS ........................................................................... 17

3.1 Sulfuros masivos Vulcanogénicos (VMS) ........................................................... 17

3.1.1 Génesis ...................................................................................................................... 19

3.1.2 Mineralogía y zonación. ........................................................................................... 21

3.1.3 Alteraciones .............................................................................................................. 23

3.1.4 Clasificación .............................................................................................................. 24

4.

ZONAS DE RIFT EN EL PERÚ................................................................................... 26

4.1 ESTIRAMIENTO LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO SUPERIOR AL CRETÁCEO

MEDIO EN EL PERÚ Y BOLIVIA ................................................................................... 26

4.1.1 PRIMERA ETAPA DE DELGAZAMIENTO LITOSFERICO: PALEOZOICO SUPERIOR -

TRIASICO, COSTA DEL SUR DEL PERU .................................................................................. 28

4.1.2 SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTO LlTOSFERICO: PERMICO SUPERIOR -

JURASICO MEDIO, CORDILLERA ORIENTAL DE PERU Y BOLIVIA ................................... 33

4.2 ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICA DEL INTERVALO

PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR EN EL ÂREA DE MAL PASO – PALCA

(TACNA) ...................................................................................................................... 35

4.2.1 Evolución del margen occidental de Sudamérica (Gondwana) .......................... 37


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1. INTRODUCCIÓN

El magmatismo basáltico es la manifestación más espectacular de la

tectónica extensional en las placas continentales. Se prestará especial

atención al Rift de Africa Oriental por la gran diversidad magmática y la

actividad tectónica que lo caracteriza. Constituye además el rift continental

más grande y significativo, con un volumen erupcionado de 500.000 Km3, en

suma a con los 12.000 Km3 del rift de Río Grande (USA) o los 5.000 Km3del rift

Baikal (Rusia).


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2. GENERALIDADES DE RIFT

Las zonas de rift continental son áreas de extensión litosférica localizadas y

caracterizadas por una depresión central, flancos levantados y

adelgazamiento cortical. Con esta estructura generalmente se asocia un

alto flujo de calor, amplias zonas de levantamiento regional y magmatismo.

En general los rifts tienen pocas decenas de kilómetros de ancho y decenas

a centenares de kilómetros de largo y sus orígenes pueden deberse a

distintos factores tales como colisiones continente-continente (graben del

Rhin), o cuencas de retro-arco relacionadas a subducción (Río Columbia).

Pero todas originan procesos de fusión en el manto subyacente en respuesta

a tectónica distensiva. En general la velocidad de distensión es de dos

órdenes de magnitud menor, que las zonas de distensión oceánicas, con

valores de ~1 mm/año.

Modelos de desarrollo de rifts, pasivos y activos (Keen 1985).


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El espectro composicional de los magmas erupcionados es más amplio que

en los flujos de basaltos continentales. En general los basaltos pueden variar,

desde tipos subalcalinos transicionales a basaltos alcalinos, basanitas

subsaturadas en sílice, nefelinitas y más raramente magmas ultrapotásicos

como leucititas. En algunos rifts las carbonatitas están presentes y se asocian

con rocas subsaturadas en sílice. En general el volcanismo es altamente

explosivo y las rocas piroclásticas pueden dominar en las secuencias

volcánicas, lo que sugiere un enriquecimiento en volátiles en la región

fuente. En rifts antiguos erosionados (Gardar, Groenlandia; Oslo, Noruega)

han quedado expuestas las raíces, que están constituidas por rocas

plutónicas como sienitas, sienitas nefelínicas y granitos alcalinos que dieron

lugar en superficie a estrato-volcanes de traquita y fonolita.

2.1 Petrografía.

Dada la amplia diversidad de las ZRC se han seleccionado tres tipos

considerados representativos:

a) Suite de basanita-fonolita de Nyamberi range y E de Kenia.

b)

Suite basalto alcalino-traquita del rift Gregory de Kenia.

c) Suite transicional basalto-riolita del centro Boina de Etiopia.

La alcalinidad (Na2O+K2O %) de estas suites decrece desde (a) a (c),

con amplia variación textural desde tipos afíricos a fuertemente

porfíricos, siendo similares los minerales de los fenocristales y de la pasta.

Los minerales presentes son plagioclasa, olivino, clinopiroxeno rico en Ca,

óxidos de Fe y Ti, y apatito. Los minerales hidratados incluyen hornblenda

y biotita y están restringidos a los miembros más evolucionados de la suite

basanita-fonolita, al igual que la nefelina.


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2.2 Composición química.

Elementos mayores: Las lavas de las suites volcánicas de las ZRC pueden

ser clasificadas usando los diagramas (Na2O+K2O) versus SiO2 (Cox et

al. 1979), ya que los álcalis son incompatibles hasta estadios avanzados

de fraccionamiento.

En general el Na2O>K2O, aunque en sectores es lo inverso. En la figura,

se muestra que algunas suites volcánicas desarrollan un espectro de

composiciones de básico a ácido, mientras que otras son

marcadamente bimodales. Para las que muestran un rango de

variación continua es razonable suponer que los magmas más ácidos

serían producidos por cristalización fraccionada desde los basaltos

asociados. Mientras que en las suites bimodales, las relaciones entre

magmas básicos y ácidos no son obvias.

Diagrama total de álcalis vs. Sílice (Cox et al. 1979).


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A: Análisis químicos de la suite basanita-fonolita y B: bimodal basalto-riolita del Rift MonteKenya.


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En general los diagramas de variación responden a los efectos

combinados de cristalización polibárica, heterogeneidades de la

fuente, desarrollo de fusión parcial variable y contaminación cortical. Por

fuera de la aparente coherencia de estas tendencias, debe tenerse

cuidado en la interpretación de los datos que representan líneas

descendentes de líquidos verdaderos, que sólo son avalados cuando

están acompañados por estudios de elementos trazas e isótopos

radiogénicos. Por ejemplo en la siguiente figura se muestra la variación

del porcentaje de K2O versus SiO2 de los basaltos del rift de Etiopia. El

K2O se correlaciona positivamente con la sílice, con tendencia similar a

los Flujos Basálticos Oceánicos. La variación de estos elementos reflejaría

variable fusión parcial de una misma fuente, o también contaminación

cortical progresiva, lo que puede determinarse en base a los isotopos de

Sr-Nd y Pb.

En el ambiente tectónico correspondiente a las ZRC, las lavas más sálicas

pueden producirse por cristalización fraccionada desde magmas

basálticos temporal y espacialmente asociados, en combinación con

variable contaminación cortical. Alternativamente pueden producirse

por fusión de una fuente independiente, en condiciones de abundancia

de volátiles.

Las tendencias fuertemente segmentadas se interpretan como

dominadas por cristalización fraccionada de olivino y plagioclasa en

estadios tempranos. El clinopiroxeno no es dominante y puede cristalizar

junto con la plagioclasa. Es significativo que en la suite basanita-fonolita,

el clinopiroxeno domina la secuencia de fraccionamiento, mientras que

en la suite transicional basalto-riolita, la plagioclasa es la fase más

importante, lo que queda demostrado, para ambas suites en el

diagrama Al2O3 versus SiO2.


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Variación de % peso de MgO y Al2O3 vs. SiO2, en la suite Boina y campos de variación deK2O vs. SiO2 en Etiopía.

2.3 Elementos trazas

La Tabla anterior se muestra las composiciones químicas de basaltos y

lavas más evolucionadas de suites volcánicas del rift de Africa oriental y

Etiopia que se consideran representativos de los magmas de ZRC. Los

elementos trazas incompatibles son particionados en la fase fundida,

durante los procesos de fusión parcial e cristalización fraccionada. Los

miembros más básicos de estas suites tienen concentraciones bajas de Ni,

lo que sugiere que han sufrido fraccionamiento de olivino en el camino

hacia la superficie, que tiende a incrementar la concentración de los

elementos trazas incompatibles en el magma basáltico, con relación a los

magmas primarios ricos en MgO. Una característica de estas suites

volcánicas de Africa Oriental son las relaciones relativamente constantesde algunos elementos trazas incompatibles tales como: Nb/Zr, Ce/Zr, La/Zr

y Rb/Zr, en rocas con amplia variación de la SiO2. Sólo la cristalización

fraccionada puede preservar las relaciones de las concentraciones de los

elementos incompatibles ya que cualquier proceso de contaminación

cortical, tiende a cambiarlos.


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2.4 Isótopos radiogénicos.

Los datos de Nd-Sr del manto superior muestran considerable variación

isotópica y el manto litosférico subcontinental, preserva las

heterogeneidades isotópicas, que presentan magmas en diferentes

regiones fuentes de la placa intracontinental.

Elementos mayores y trazas para la suite basalto-andesita del Rift de Kenya.


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Aunque la composición química e isotópica de los reservorios son temas

de especulación, los xenolitos ultramáficos contenidos en kimberlitas y en

basaltos alcalinos continentales, confirman la existencia de

heterogeneidades que exceden de lejos a los rangos de los basaltos

MORB y OIB. La siguiente figura muestra la variación de 143Nd/144Nd

versus 87Sr/86Sr para un amplio rango de volcanes de la ZRC. Muchos

basaltos se proyectan dentro del campo mantélico que se definen como

basaltos oceánicos no-contaminados (MORB + OIB), mientras que otros se

proyectan fuera de ese campo. El rango de variación isotópica de los

basaltos de ZRC, podría explicarse en términos de su derivación desde un

reservorio en el manto. En general la fuente mantélica MORB no

constituye el mayor componente de los volcanes de ZRC. En su lugar se

debe considerar la posibilidad de que la mayoría derivarían de una pluma

de manto de fuente OIB (rifts activos) o desde litosfera subcontinental (rifts

pasivos).

Los isótopos de Pb presentan variaciones de las relaciones 207Pb/204Pb

versus 206Pb/204Pb para las rocas volcánicas de las ZRC, permiten

considerar la existencia de anomalías isotópicas a gran escala en el

manto superior, diferentes a los basaltos OIB, MORB y las kimberlitas grupos

I y II.

La composición isotópica de Pb en clinopiroxeno y anfíbol de los xenolitos

de lherzolita derivados de litosfera subcontinental y de una suite de

granulitas máficas derivados del límite corteza-manto, representan el

rango de composición isotópica de la l itosfera subcontinental.


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Las lavas pobres en SiO2 y ultrapotásicas del campo Kikorongo del rift

occidental de Africa, muestra variación isotópica de Pb. Esta lava tiene

alto contenido de Cr y MgO e incluye xenolitos derivados del manto, lo

que sugiere que han subido rápidamente a través de la corteza, sin haber

sufrido contaminación apreciable. Por otra parte las nefelinitas de

Nyiragongo muestran amplia variación isotópica de Pb con relaciones

206Pb/204Pb > 62. Para explicar estas altas relaciones isotópicasr, es

necesario que la región fuente haya sufrido fuerte metasomatismo para

causar el fraccionamiento extremo de U y Pb.

Diagrama de variación 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr, correspondientes a las ramas este yoeste del rift de África Oriental, para los distintos tipos de vulcanitas.


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Variación de las relaciones isotópicas de Pb, para las kimberlitas, OIB, MORB y Rift del E deAfrica.

2.5 Modelo petrogenético.

Actualmente se acepta que la formación de cuencas sedimentarias y rifts

intracontinentales están conectados por extensión y deformación de la

corteza y del manto litosférico. Los modelos teóricos asumen que el

componente mantélico de la litosfera es adelgazado más eficientementeque la corteza y como consecuencia el calor transferido hacia arriba

desde la astenósfera produce una aureola térmica que genera el

levantamiento o domamiento de las rocas corticales superpuestas. Dos

casos son considerados: A) Rift activo: el ascenso astenosférico causa el

levantamiento de la litosfera y controla la formación del rift. El ascenso de

material caliente, asociado con las dorsales medio-oceánicas o a una

pluma de manto simétrica a un eje. En estos ambientes los volcanes

deben preceder al rifting. B) Rift pasivo: es causado por deformación

diferencial en la litosfera. En este caso el rift se forma primero y el

levantamiento de los flancos continuaría debido al desarrollo de

pequeñas celdas de convección debajo de ellos. Se aplica como

mecanismo para el origen de algunas cadenas lineales de islas

oceánicas.


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En los modelos petrogenéticos de zonas de rift continental (ZRC) se debe

explicar la gran diversidad de magmas, desde melilíticos pobres en sílice,

basanitas y nefelinitas, pasando por carbonatitas y magmas

ultrapotásicos, así como rocas medianamente alcalinas y basaltos

transicionales. En general estos magmas de naturaleza alcalina,

enriquecidos en elementos litófilos de radio grande, sugieren derivación

mantélica y desde una fuente MORB astenosférica enriquecida. Esto

posiblemente se relacionaría a que por debajo de los rifts continentales la

fuente enriquecida involucrada, corresponde a litosfera subcontinental

antigua.

En la evolución de un rift se puede observar una progresión temporal

desde erupciones tempranas dominadas por magmas de origen

litosférico, a tardíos dominados por fuentes astenosféricas.

Un problema importante en el estudio del magmatismo de las ZRC son los

roles relativos que juegan el manto astenosférico y el litosférico en la

petrogénesis del espectro composicional de los magmas basálticos

primarios. El adelgazamiento de la litosfera puede producir una fusión

significativa por debajo del eje del rift desde la fuente de manto

astenosférico. Esto genera un cambio progresivo desde la fuente

astenosférica a la litosférica. La amplitud composicional de los xenolitos

transportados a la superficie por los basaltos alcalinos continentales y por

la kimberlitas, muestran marcadas heterogeneidades en los isótopos de

Sr-Nd-Pb.


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Bailey (1983) considera que las ZRC están caracterizadas por dos

asociaciones magmáticas distintas. La primera involucra a basaltos de

tipos transicionales a medianamente alcalinos, fuertemente alcalinos y

basanitas, los cuales fraccionan produciendo tipos más evolucionados

como hawaitas, mugearitas, benmoreitas, traquitas y riolitas alcalinas.

Mientras que la segunda asociación más altamente alcalina y

subsaturada en sílice, incluye a nefelinitas, melilitas y leucititas, las cuales

fraccionan a un residuo fonolítico.

Comparación de las características isotópicas de diversos reservorios magmáticosinvolucrados en la petrogénesis de (a) islas oceánicas y (b) basaltos de rift continentales

activos (McDonough et al. 1985).


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Barberi et al. (1982) han clasificado a los rifts intracontinentales en tipos de

altovolcanismo y de bajo-volcanismo, sobre la base del volumen de

material erupcionado. Ejemplos de rifts de bajo volcanismo son la rama

occidental del rift de Africa, el graben del Rhin y el graben del Baikal, que

además del bajo volumen de material erupcionado, muestran baja

velocidad de extensión cortical, volcanismo discontinuo, con un amplio

espectro de magmas basálticos y pequeños volúmenes de diferenciados

ácidos. Predominan magmas subsaturados fuertemente alcalinos

(nefelinitas, basanitas, leucititas), con tipos transicionales que se vuelven

más abundantes cuando el volumen de las erupciones se incrementa. En

este ambiente Bailey (1983) sugiere que las fracturas litosféricas profundas

permiten el flujo de volátiles desde la astenosfera causando

metasomatismo de la litosfera, que al sufrir fusión parcial provee los

componentes mayores para el magmatismo.

En contraste los rifts de alto volcanismo, tienen mayor velocidad de

extensión cortical, predominando los basaltos medianamente alcalinos,

con distribución bimodal de magmas ácidos y básicos. Como ejemplos se

citan sectores de Kenia y Etiopía del rift de Africa Oriental y sectores del

rift Río Grande (USA). En general muestran estrecha relación química con

los magmas básicos y ácidos que erupcionan en los mismos sectores del

rift. Así las fonolitas se asocian con nefelinitas y basanitas; las traquitas con

basaltos alcalinos; las riolitas peralcalinas con basaltos medianamente

alcalinos y riolitas subalcalinas. En la mayoría de los casos el magmatismo

ácido se habría originado por cristalización fraccionada de basaltos

asociados. El decrecimiento de la alcalinidad de los magmas

erupcionados con el tiempo, podría explicarse por incremento de la

fusión parcial con el ascenso de material astenosférico desde el manto.


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La composición química de los magmas erupcionados en zonas de rift de

placa intracontinental dependen de una variedad de factores que

incluyen la heterogeneidad química y mineralógica de la fuente

mantélica, el desarrollo de fusión, la profundidad de la fusión y la relación

de transferencia de magma a la superficie, así como la existencia de

reservorios de magma en niveles corticales someros. Generalmente estas

provincias están caracterizadas por campos de cono-cinder y lavas

basálticas que han ascendido relativamente rápido hasta la superficie sin

haber sufrido cristalización fraccionada o contaminación cortical

significativa. Estas provincias se caracterizan por el desarrollo de grandes

estructuras volcánicas centrales, con reservorios de magma cortical en los

cuales la cristalización fraccionada produce un amplio espectro de

composiciones intermedias, traquitas, fonolitas y riolitas alcalinas. Esto

muestra que la cristalización fraccionada en combinación con la

contaminación cortical, son procesos que controlan la evolución

geoquímica en muchos magmas de las ZRC.

McKenzie (1984) sugiere el ascenso convectivo de plumas de manto que

se originan en la discontinuidad sísmica a 670 km y los fundidos parciales

ascenderían indistintamente, tanto por debajo de las rocas oceánicas

como de las continentales. Esto sugiere que hay similitudes entre los rift de

intraplaca continentales y las islas oceánicas. La figura anterior presenta

modelos simplificados de estos dos ambientes, con estimación de las

composiciones isotópicas Sr-Nd de varios reservorios mantélicos en

procesos de fusión parcial, que son tomados de basaltos OIB y MORB-N.

En ambos casos, continentales y oceánicos, la intrusión de plumas de

manto en la base de la litosfera, aumenta la temperatura e inicia la fusión

parcial. Por lo que los fundidos del manto litosférico, son una mezcla con

fundidos derivados de la pluma, generando un espectro de

composiciones químicas e isotópicas.


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En las ZRC los basaltos derivan de lherzolita de espinela o granate y los

estudios experimentales indican que a baja fusión parcial de peridotita

con flogopita a profundidades por debajo del campo de estabilidad del

anfíbol, se producen fundidos parciales altos en K2O. La fuente de

magmas ultrapotásicos se ha atribuido a metasomatismo asociado a

estadios tempranos de rift continental.

3. MINERALIZACIÓN ASOCIADAS

En líneas generales los llamados rift volcánicos o rift oceánicos, se dan con

la finalidad de generar corteza oceánica la cual conlleva un proceso de

millones de años.

Es durante este proceso que encontramos relacionado la generación de

los llamados yacimientos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS).

3.1 Sulfuros masivos Vulcanogénicos (VMS)

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como

depósitos VMS; de "volcanogenic massive sulfide") corresponden a

cuerpos estratiformes o lenticulares de sulfuros presentes en unidades

volcánicas o en interfases volcánico-sedimentarias depositadas

originalmente en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos

consisten en un 90% en pirita masiva aunque la pirrotina está presente

en algunos de ellos, pero contienen cantidades variables de Cu, Pb,

Zn, Ba, Au y Ag; siendo típicamente depósitos polimetálicos.

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se

presentan en grupos y en áreas específicas o distritos están restringidos

a un nivel o a cierto número limitado de niveles estratigráficos. Estos

horizontes pueden representar cambios en la composición de las

rocas volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o

simplemente a pausas en actividad volcánica submarina. Existe una


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asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de mena

sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos. Debajo de los

depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork de venillas de

sulfuros en rocas intensamente alteradas, el cual parece haber sido el

alimentador de los fluidos hidrotermales que penetraron para formar

el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El stockwork mismo en

ocasiones puede tener leyes económicas.

Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan

origen a depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.

El orígen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han

formado por emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a

volcanismo submarino (Fig. 1) y se trata de depósitos singenéticos

formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la

que se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos

metalíferos se ha incrementado significativamente desde el

descubrimiento en 1970 de las fuentes termales submarinas en las

dorsales oceánicas conocidas en inglés como "black smokers" debido


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al color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina

debido a la precipitación microscópica de sulfuros producida por el

contacto entre el fluido hidrotermal a temperaturas de 250º a 380ºC y

el agua fría del mar. Estas fuentes termales se asocian a sistemas

hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas

marinas dentro de las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos

y su emisión como fluidos hidrotermales en fallas o fracturas sobre todo

a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional en las

dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica.

El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo

marino, mismos que normalmente constituyen >60% del depósito, esto

ocurre por:

1. Precipitación en el fondo marino

2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos

hidrotermales ascendentes

3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los

fluidos

3.1.1 GénesisAunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener

variaciones la evolución general es la siguiente:

Etapa 1: Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita,

baritina con cantidades menores de calcopirita por mezcla de fluido

a 200ºC con agua de mar.

Etapa 2: Recristalización y aumento del tamaño del grano de

minerales por efecto de circulación de fluido a 250ºC, continúa la

depositación de esfalerita, galena, etc.

Etapa 3: Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el

reemplazo de la porción inferior (mena amarilla) y redepositación de

minerales reemplazados más arriba.


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Etapa 4: Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu

disolución de calcopirita y reemplazo por pirita en la base del

depósito.

Etapa 5: Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al

depósito (esto también ocurre en las etapas previas), mucho SiO2 se

deposita en el stockwork subyacente.

Etapa 6: Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los

depósitos que quedan expuestos a la acción marina se oxidan y se

destruyen por acción de meteorización submarina transformándose

en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita.

Solo si los depósitos son cubiertos se evita la meteoricación submarina

y los depósitos pueden preservarse.

Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en

fondos marinos, de modo que su incorporación a áreas continentales,

donde ellos se explotan, se produce por fenómenos tectónicos,

principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que

los depósitos generalmente presentan una notable deformación

tectónica incluyendo pliegues y fallas. En las últimas décadas se han

reconocido varios de estos depósitos recientes en las dorsales

oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los depósitos

submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles

efectos en el medioambiente marino.


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Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación

detallada en el texto).

3.1.2 Mineralogía y zonación.

La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos

es simple y corresponde a una mezcla de sulfuros metálicos

dominados por pirita y/o pirrotina con cantidades variables de

calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la

bornita y calcosina pueden ser constituyentes importantes y pueden

estar presentes cantidades menores de arsenopirita, magnetita y

tenantita-tetrahedrita. Con el aumento del contenido de magnetita

estos depósitos gradan a menas masivas de óxidos. La ganga es

principalmente cuarzo y baritina, pero ocasionalmente se presenta

carbonato, clorita y sericita.


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La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos están zonados. La

galena y esfalerita se ubican en la mitad superior de los depósitos,

mientras que la calcopirita se concentra en la porción inferior y grada

hacia abajo a un stockwork de venillas.

Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas

originales parecen ser de bandeamientos coloformes de los sulfuros

con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente reflejando la

depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la

recristalización por la circulación subsecuente de los fluidos calientes

y/o por metamorfismo posterior, lo que destruye el bandeamiento

coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar en

minerales bandeados en la sección superior rica en Zn de los

depósitos, mientras que la parte rica en calcopirita raramente está

bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones angulosas de

rocas volcánicas y estructuras de sedimentos blandos (deslizamientos,

marcas de carga; "slumps", "load casts"). Es relativamente frecuente la

brechización hidrotermal en la porción inferior de los depósitos

originando brechas mineralizadas, asimismo los deslizamientos

subacuáticos pueden originar menas brechosas.


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Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico de zonación de

calcopirita – pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ±

esfalerita ± galena y esfalerita ± galena ± pirita ± baritina en la parte

superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de rocas alteradas

(cuarzo, sericita, siderita, cloritoide) con stockwork de sulfuros.

3.1.3 Alteraciones

La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas

subyacentes, siendo la sericitización y cloritización los tipos más

comunes (Fig. 5). La alteración tiene una forma general de chimenea

y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El

diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma

de cono invertido) y su porción más ancha coincide con la mena

masiva.


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Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociados

a depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénico; las dimensiones del

sistema hidrotermal pueden variar, pero los depósitos mayores se asocian a

los sistemas más grandes.

3.1.4 Clasificación

Los depósitos de sulfuros volcanogénicos presentan una división

geoquímica en hierro, hierro-cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe

destacarse que si bien existen depósitos de pirita sin cobre, nunca se

encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino que siempre

acompañados de sulfuros de Fe. Desde el punto de vista económico

existen solo dos grupos los de Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu. Algunos

depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o Au. Si

bien en términos generales existen esos dos grupos principales de

sulfuros masivos, existen varios tipos en la literatura dependiendo del

marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber:


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Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos

de conjuntos ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados

en fondos oceánicos profundos con volcanismo basáltico. Los

ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar

Mediterráneo.

Tipo Besshi: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con

aporte terrígeno, grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de

intraplaca. Formados en cuencas sedimentarias marinas profundas

con volcanismo basáltico.

Tipo Kuroko: Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con

lavas toleíticas y lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en

cuencas marinas someras con volcanismo explosivo con formación

de calderas en sectores de trás-arco. Los ejemplos típicos se

encuentran en Japón formados en una cuenca marginal.

Tipo Noranda o Primitivos: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas

volcánicas totalmente diferenciadas desde basaltos a riolitas en

cuencas marinas de


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4. ZONAS DE RIFT EN EL PERÚ

4.1 ESTIRAMIENTO LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO

SUPERIOR AL CRETÁCEO MEDIO EN EL PERÚ Y BOLIVIA

La síntesis de los datos provenientes de las cuencas sedimentarias

neopaleozoicas y mesozoicas de los Andes de Perú y Bolivia (8°S-22°S) y de

su magmatismo asociado indica que el margen sud occidental de

Gondwana fue sometido a varios episodios de estiramiento litosferlco

durante el intervalo Paleozoico superior - Cretáceo medio. Un estiramientopronunciado afecto el margen del extremo sur del Perú a partir del

Carbonífero; el registro tanto sedimentario como magmático de la región

de Tacna sugiere que se formó una cuenca de tipo marginal donde se

derramaron volúmenes considerables de rocas volcánicas básicas entre el

Pensilvaniano y el Triásico. EI registro sedimentario observable en la cuenca

de Arequipa, que resulto de esta evolución, indica que el estiramiento

litosferico culmino en el Jurásico medio, después de haber producido una

subsidencia considerable.

Más al este, procesos de rifting se iniciaron recién en el Pérmico superior en

la Cordillera Oriental del Perú central y se propagaron hacia el sur (Bolivia)

hasta el Jurásico medio, a 10 largo de un eje que coincide con la Cordillera

Oriental actual. En el Pérmico superior - Triásico, el rifting produjo grabenes

subsidentes que fueron lIenados por los depósitos aluviales rojos y vulcanitas

del Grupo Mitu. EI inicio del rifting parece haber sido diacrónico,

propagándose de norte a sur: edades isotópicas sobre el magmatismo Mitu

tienden claramente a ser más viejas (Permico superior) en el norte, aunque

edades pérmicas (280-260 Ma) también han sido reportadas al oeste y sur

del Lago Titicaca. Estratos syn-rift del Mitu se depositaron aparentemente

más temprano en el norte que en el sur, donde sobreyacen a una unidad

parcialmente marina del Pérmico superior - Triásico inferior que no se


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depositó en un contexto de rift. La depositación de los carbonatos post-rift

del Grupo Pucara progreso de norte a sur a 10 largo del eje del rift Mitu, pero

no penetro al sureste de Cusco.

Un estiramiento litosferico titoniano es registrado en el oeste del Perú central

por el abrupto hundimiento tectónico de la cuenca Chicama. Más al sur,

en la Cordillera Oriental, la terminación del rifting fue seguida por la

creación de leves relieves: una inversión suave del sistema de rift de la

Cordillera Oriental en el Jurásico superior Cretáceo inferior es registrado

por la progradación coetánea, hacia el oeste, de sedimentos detriticos

localmente gruesos, así como por una superficie erosional pre-cretácea

desarrollada sobre áreas levantadas que coinciden el eje de rifting activo

durante el Pérmico superior - Triásico, A 10 largo de la región costera central

actual, es decir al oeste de todas las áreas mencionadas hasta ahora, un

estiramiento litosferico de edad Cretáceo medio es comprobado por la

subsidencia considerable y el vulcanismo submarino de la cuenca de

Huarmey.

La evolución del margen centro-andino fue pOI'10 tanto dominada por

estiramiento litosferico durante -250 Ma, Este largo periodo termino

alrededor de -93-89 Ma con el inicio del engrosamiento cortical andino. Los

episodios mayo res de estiramiento litosferico (Carbonífero [costa sur] 0

Pérmico superior [Cordillera Oriental] a jurásico medio; Cretáceo medio

[Perú central]) reflejan posiblemente una evolución de los patrones de

circulación astenosferica producidos por la subducción y convección

mantelica a gran escala.

Las heterogeneidades litosfericas producidas por estos procesos han

lógicamente influenciado en forma importante la distribución y las

modalidades de las deformaciones más jóvenes, En particular, el Altiplano

correspondía a un dominio paleo tectónico con espesor l itosferico "normal",

que era Ilimitado por dos áreas alargadas caracterizadas por una litosfera

adelgazada. La Cordillera Oriental de Perú y Bolivia parece resultar de la


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intensa inversión tectónica, durante el Oligoceno superior - Neogene, del

área adelgazada más oriental.

4.1.1 PRIMERA ETAPA DE DELGAZAMIENTO LITOSFERICO: PALEOZOICO

SUPERIOR -TRIASICO, COSTA DEL SUR DEL PERU

Estudios recientes (Jacay et aI., 1999; Pino et 2004 amplían al Paleozoico

superior la idea que el margen centro-andino estuvo sometido a

adelgazamiento litosferico desde el Pérmico superior hasta el Cretáceo

medio (Sempere et aI., 2002, y este trabajo). En efecto, en el area de Tacna

(Pino et aI., 2004 [este volumen) y en general a 10 largo de la costa sur-

peruana (Pocoma, al norte de 110, inédito; Punta de Bombón, según W.

Martinez, INGEMMET, com. pers.; área de Chala - Puerto Viejo, inédito; áreade Paracas, INGEMMET, por confirmar), la ausencia de un hiato

cronológico perceptible entre el Grupo Ambo y la potente serie volcanica

sobre yacente (Forración Chocolate y equivalentes) sugiere fuertemente

que la base de la ultima es inmediatamente posterior al Grupo Ambo y

por 10 tanto de edad Carbonífero "medio", Esta ausencia de hiato esta

ilustrada en el área de Mal Paso (Tacna) por la presencia de una

colada basáltica intercalada en estratos relativamente finos del Grupo

Ambo.


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La asociación estratigráfica entre el Grupo Ambo y la potente formación

Chocolate, la cual se interpreta como producto de un magmatismo de

arco y tras-arco extensional (Sempere et al., 2002), sugiere también que

el Grupo Ambo se acumulo en grabenes formados en una etapa

temprana de una misma evolución en régimen marcadamente

extensional (pino et al., 2004 [este volumen)).


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En efecto, el Grupo Ambo se caracteriza por una tectónica sinsedimentaria

en fallas normales (Palacios, 1995). Bajo este punto de vista, se propone

que el Grupo Ambo representa una unidad depositada al inicio de

un largo periodo de estiramiento del margen peruano. EI estiramiento

produjo con el tiempo un adelgazamiento litosferico que permitió que

magmas alcanzaran la superficie. Esta deduce ion está comprobada

por la evidencia de un volcanismo importante de edad Carbonífero

"medio" en la parte cuspidal del Grupo Ambo del Perú central (Cordi Ilera

Oriental y Faja Subandina), donde se ha descrito local mente mas de 600

m de ignimbritas, andesitas y/o dacitas intercaladas con depositos

continentales (Megard, 1978). Hacia al este, piroclastitas algo

retrabajadas están constantemente intercaladas en 10 que se describe

como la parte basal (Pensilvaniano temprano) del Grupo Tarma (Megard,

1978). La hipótesis que las coladas básicas a Estiramiento litosferico,

Paleozoico superior a Cretáceo medio, Perú y Bolivia


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4.1.2 SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTO LlTOSFERICO:

PERMICO SUPERIOR -JURASICO MEDIO, CORDILLERA ORIENTAL DE

PERU Y BOLIVIA

EI rifting Pérmico superior - Triásico se desarrolló diacronicarnente en la

Cordillera Oriental de Peru (Megard,1973,1978; Laubacher, 1978; Nobleet

al., 1978; Dalmayrac et al., 1980; Kontak et al., 1985; Rosas & Fontbote,

1995; Rosas et al., 1997; Jacay et al., 1999), extendiendose a Bolivia en

el Triásico- Jurásico medio (McBride etal., 1983; Sempere, 1995; Sempere

et al., 1998, 1999,2002). EI eje principal del sistema de rift coincidía

aparentemente con el eje de la Cordillera Oriental en ambos países Lareconstrucción del sistema de rift en mapa muestra que este se

separaba en dos ramales a -I 90S EI ramal sureste, "de Entre Rios", se

extendía en la Faja Subandina Chaqueria y se amortiguaba en el área

de la frontera entre Bolivia y Argentina. EI ramal austral, "de Tu pi z a ",

tiene ah or a una or ie n t ac io n NOIOE y aparentemente se extiende

en la Puna argentina. En mapa, esta geometría paleotectonica recuerda

el actual sistema de rift del mar Rojo, que se separa al norte entre eI inactivo

gol fo de Suez y el rift activo del gol fo de Aqaba, el cual se prolonga por el

sistema transcurrente del mar Muerto

En 10 que sigue consideramos el "ramal de Tupiza"como la continuacion

austral del eje principal del rift, En el Perú, estratos de edades pérmicas a

jurásicas se reparten entre los grupos Mitu y Pucara, que se

depositaron respectivamente en contextos continentales y marinos

(McLaughlin, 1924; Steinmann, 1929; Harrison, 1943, 1951; Jenks, 1951;

Newell et al., 1953). EI Grupo Mitu aflora mayormente en la Cordillera

Oriental del Perú central y sur, y se acumu!o en grabenes subsidentes,

reflejando el rifting Pérmico superior-Triásico (e.g .. Megard, 1978;

Dalmayrac et aI., 1980; Kontak et al., 1985). AI noroeste de Cusco, el Grupo

Pucara (Triasico superior-Liasico) tiene una distribución más amplia

(Fig. 3); consiste dominantemente de carbonatos que se depositaron


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durante el hundimiento terrnico (thermal sag) que siguio el rifting inicial en

esta región; más al sur, areniscas fluvio-eolicas espesas se depositaron

durante este periodo de hundimiento térmico (Sempere et aI., 1998,

1999, 2000 a 2002).

En los grabenes producidos por el rifting, estratos del Paleozoico superior,

conformables o deformados, fueron general mente preservados por

debajo del Grupo Mitu, mientras fueron erosionados de los vecinos

hombros del rift (rift shoulders). Un magmatismo intenso ocurrió

comúnmente en profundidad bajo el piso de los grabenes, y se derramaron

rocas volcánicas predominantemente alcalinas. Edades isotopicas

coherentes obtenidas sobre rocas volcánicas y plutónicas indican que

el rifting Mitu se desarrolló del Pérmico superior al Jurásico medio (Tabla I;

ver Kontak et al. [1985, 1990], Soler [1991]. y Jacay et al. [1999], para

resefias).


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4.2 ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICA DEL

INTERVALO PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR EN EL

ÂREA DE MAL PASO – PALCA (TACNA)

Adan PINO l, ThielTY SEMPERE 2, Javier JACAy:I & Michel FORNARI

Observaciones nuevas efectuadas en el área de Mal Paso - PaIca (Tacna)

así como reinterpretaciones de informaciones publicadas conducen a

reformular la historia geológica local y regional. Esta evolución fue

dominada por un largo proceso de adelgazamiento litosférico a partir del

Paleozoico superior, el crecimiento local de un arco volcánico a partir del

Cretáceo inferior, y la migración del mismo hacia su posición actual en el

Eoceno superior u Oligoceno basal.

En su etapa incipiente el rifting produjo grabenes donde se depositaron la

Formación Machani y el Grupo Ambo. A partir del Pensilvaniano, el

adelgazamiento litosférico alcanzo un estado suficiente para producir

cantidades considerables de magma básico, cuyas coladas se apilaron

para conformar la potente Formación Junerata. Es probable que este

proceso lIego a crear una cuenca marginal al sur de 10 que hoy en día es el

sistema de fallas Incapuquio. La zona de estudio se encontraba en el borde

noreste de esta cuenca. En este borde de tipo pasivo, el proceso efusivo

termino en el Jurásico basal, mientras prosiguió en áreas ubicadas más al sur

(Arica, Morro de Sama, etc.).

La historia geológica regional fue dominada por el desarrollo de un proceso

de rifting de trasarco a partir del Paleozoico superior. La identificación de

este proceso es Lina clave fundamental para explicar la acumulación

posterior de una espesa sucesión volcánica y sedimentaria.

La actividad del magmatismo Junerata, la rápida profundización de las

facies en dirección suroeste registrada en las formaciones Pelado y San

Francisco, y el considerable espesor que presentan las unidades de edad

Paleozoico superior a Cretáceo inferior, son claros indicios del desarrollo de


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un cuenca muy subsidente en el extremo sur del Perú. Un proceso de rifting

también puede explicar la deposición de la Formación Machani y del Grupo

Ambo registrados en el área de Huacano: en efecto, es lógico considera'

que estos depósitos mayormente continentales representan los primeros

sedimentos acumulados en la etapa incipiente del proceso de rifting, que

en este casa se habría iniciado en el Devónico o Misisipiano.

Siguiendo esta hipótesis, la evolución geológica reconstruida en la zona de

estudio se puede resumir de la siguiente manera:

• Un proceso de adelgazamiento litosférico se inició en el Paleozoico superior

(Devoniano 0 Misisipiano inferior). En su etapa incipiente el rifting produjo

grabenes donde se depositaron la Formación Machani y el Grupo Ambo.

• En el Pensilvaniano, el adelgazamiento 1itosférico alcanzo un estado

suficiente para producir cantidades considerables de magma básico, coma

10 evidencian las numerosas coladas basalticas de la potente Formación

Junerata. Es probable que este proceso mantélico. Coma manifestado por

este abundante magmatismo que duro por 10 menos 120 Ma, llego a crear

una cuenca marginal.

• En la zona de estudio, que se encontraba sobre el borde noreste, "pasivo",

de esta cuenca marginal, el proceso efusivo termino en el Jurásico basal,

mientras prosiguió en áreas ubicadas más al sur (en Arica existen lavas

almohadilladas Calovianas; Douglas, 1920).

• Entre el Sinemuriano y el Valànginiano, la zona de estudio era parte del

margen continental subsidente, de tipo pasivo, de la cuenca marginal. Ahí

se acumuló una potente serie sedimentaria, que registra una profundización

durante el intervalo Sinemuriano-Toarciano medio, un estado de cuenca

profunda del Toarciano superior al Caloviano inferior, y una somerización por'

progradación clástica cuarzosa, desde el noreste, a partir del Caloviano,

hasta el Valanginiano.


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• Aproximadamente a partir del Hauteriviano, el registro estratigráfico indica

el desarrollo de un arco vo1canico en las cercanías de la zona de estudio.

• Un arco volcánico ocupo el área de estudio durante la época Toquepala

(Cretáceo inferior 0 superior – Eoceno medio 0 superior). El arco estuvo

ubicado en la actual Cordillera Occidental por' 10 menos a partir del

Oligoceno medio.

El sistema de fallas Incapuquio y Challaviento estructuro la parte de la

cuenca que corresponde a la zona de estudio, probablemente desde la

iniciación del rifting. Esta deducción plantea la posibilidad de que este

sistema es mucho más antiguo que 10 que se ha considerado hasta la fecha.

El eje de la cuenca se ubicaba al suroeste de la zona de estudio y tenga

probablemente una orientación noroeste-sureste, paralela al sistema de

fallas syn-rift registrado tanto en el área de Arequipa, coma en la zona de

estudio (Sistema de Fallas Incapuquio y Challaviento).

4.2.1 Evolución del margen occidental de Sudamérica (Gondwana)

El estiramiento del margen continental de Paleozoico superior a Cretáceo

inferior de Tacna Gondwana occidental durante el intervalo Pérmico

superior

- Jurásico medio genero una serie de cuencas alargadas de tipo rift, con una

orientación general SE-NO, a 10 largo de 10 que hoy en día es la Cordillera

de los Andes. Por ejemplo, un sistema de rift se desarrolló entre el Pérmico

superior y el Jurásico media en la Cordillera Oriental del Perú y Bolivia (Kontak

el al.. 1985; Sempere el al.. 2002a, 2004


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Documents

Informe Rift Volcánicos Asociados a La Mineralización 2