UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA CÉNTRO DE GEOCIENCIAS Estudio Metalogenético del Yacimiento de Guaynopa Municipio de Madera Chihuahua: Hacia una tipología de yacimiento del espécimen óxidos de fierro, cobre y oro (IOCG). TESIS QUE PARA OPTAR POR EL GRADO DE: MAESTRO EN CIENCIAS DE LA TIERRA PRESENTA: Eric Gutiérrez Armendáriz. MIEMBROS DEL COMITÉ TUTOR Dr. Eduardo González Partida, Director de tesis, (CEGEO- UNAM) Dr. Martin Valencia Moreno (Instituto de Geología- ERNO) Dr. Manuel Reyes Cortez (Facultad de Ingeniería-UACH) Dr. Carles Canet Miquel (Instituto de Geofísica -UNAM) Dr. Alejandro Carrillo Chávez, (CEGEO- UNAM) Juriquilla, Querétaro, Qro., Agosto del 2015.
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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO
POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA CÉNTRO DE GEOCIENCIAS
Estudio Metalogenético del Yacimiento de Guaynopa Municipio de Madera
Chihuahua: Hacia una tipología de yacimiento del espécimen óxidos de fierro, cobre
y oro (IOCG).
TESIS QUE PARA OPTAR POR EL GRADO DE: MAESTRO EN CIENCIAS DE LA TIERRA
PRESENTA: Eric Gutiérrez Armendáriz.
MIEMBROS DEL COMITÉ TUTOR
Dr. Eduardo González Partida, Director de tesis, (CEGEO- UNAM) Dr. Martin Valencia Moreno (Instituto de Geología- ERNO) Dr. Manuel Reyes Cortez (Facultad de Ingeniería-UACH) Dr. Carles Canet Miquel (Instituto de Geofísica -UNAM) Dr. Alejandro Carrillo Chávez, (CEGEO- UNAM)
Juriquilla, Querétaro, Qro., Agosto del 2015.
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El presente trabajo de investigación fue realizado bajo la tutela y supervisión del Dr. Eduardo Gonzáles
Partida, a quien le agradezco todo su esfuerzo y su tiempo para realizar este trabajo conmigo, no hay palabras
para decir lo emocionado que estoy pero le diré Gracias¡¡. Además me gustaría agradecer el apoyo del
laboratorista del taller de laminación a Juan Tomás Vázquez Ramírez el cual con sus habilidades y destrezas
me apoyo en la elaboración de láminas delgadas, superficies pulidas, muestras para inclusiones fluidas,
etcétera. A otra persona que quiero agradecer por sus enseñanzas es al Dr. Alexander Iriondo Perrée y a los
miembros del jurado les agradezco su paciencia, tiempo y dedicación que tuvieron para que esto saliera de
una manera exitosa.
A mi querido Dios que por su gracia pude estudiar y terminar esta etapa de mi vida, gracias por guiarme por tu
camino estrecho y verdadero, nunca me sueltes¡¡
Queridos padres gracias por apoyarme en todo lo que me he propuesto y al estar junto conmigo en mis
victorias y derrotas. A mi padre, que me enseñó a perseguir los sueños y deseos aunque éstos parezcan
imposibles de realizar. A mi madre por esforzarse con tanto esmero y amor al igual que siempre estás conmigo
apoyándome.
A mi esposa Carmen por ser parte de mi vida, en todos los momentos felices como tristes, por ser un
apoyo incondicional el cual nunca me dejó caer, me levantaste del polvo sin importar que tú salieras en
ocasiones lastimada gracias.
A un amigo y profesor M.I. Miguel Royo Ochoa que me mostró una amistad verdadera el cual brindó
un gran apoyo durante mis estudios de licenciatura, además de que fue ejemplo de virtud, responsabilidad y
excelencia moral.
RESUMEN
Los yacimientos tipo IOCG (Iron Oxide Copper Gold, son importantes por su enriquecimiento en Cu, Au y Fe.
Estos depósitos se originan a partir de magmas poco evolucionados relacionados con rocas de composición
gabroica a diorítica, que contienen altos elementos volátiles tales como el P, F y Cl; los cuales ayudan a
disminuir el punto de fusión y la densidad del magma, dándole una menor viscosidad lo cual facilita el ascenso
y el emplazamiento de cuerpos intrusivos. Entender el origen de este tipo de yacimiento es de fundamental
importancia por dos aspectos: en primera por su importancia económica por contener Au y Cu, y segundo por
su aportación de nuevas guías para la exploración.
El IOCG de Guaynopa se encuentra en los límites de la Sierra Madre Occidental y la provincia de Cuencas y
Sierras. Como basamento local aflora una secuencia de calizas con estratificación delgada con intercalación de
lutitas y algunas capas de areniscas del Cretácico Inferior denominada Formación Lampazos, la cual está
intrusionada por cuerpos gabroicos y diques porfídicos de composición riolítica. Durante el periodo del Eoceno
se depositaron discordantemente una secuencia de rocas volcánicas piroclásticas compuestas por ignimbritas y
tobas de composición riolítica. La mineralización se encuentra en morfologías que van desde mantos, vetas y
diseminación, La mineralización primaria incluye calcopirita, bornita, oro, óxidos de fierro (hematita +
magnetita), trazas de esfalerita y plata mientras que la mineralización secundaria está constituida por calcosita,
covelita, malaquita, azurita y crisocola.
En cuanto al contexto geotectónico, el depósito de Guaynopa está confinado en una zona de arcos magmáticos,
que se emplazó en la parte superior de la corteza, por encima de la zona de subducción en un típico “margen
andino”, de esta manera la deformación laramídica y el magmatismo producido por el proceso de subducción
generó intrusivos de composición básica. Se presume que los magmas generados que llegaron a la corteza
superior, desde la zona de subducción, fueron relativamente oxidados y controlaron la solubilidad de los
sulfuros (de cobre y elementos siderofilos).
El principal pulso metalogenético de los IOCG ocurrió durante el evento laramídico (95-40 Ma) debido a
fechamientos realizados en los intrusivos como en la ganga de la mica fuchsite.
LISTA DE FIGURAS ............................................................................................................................................. 3
LISTA DE TABLAS .............................................................................................................................................. 6
III.2.- Geología Local ....................................................................................................................................... 23
IV. - RESULTADOS ............................................................................................................................................ 25
IV.1.- Petrografía del intrusivo ......................................................................................................................... 25
IV.2.- Geoquímica de las rocas Ígneas ............................................................................................................ 29
IV.4.- LA MINERALIZACIÓN ........................................................................................................................... 39
IV.4.2.- Morfología de los cuerpos ................................................................................................................... 39
IV.4.6.- Edad de la mineralización ................................................................................................................... 53
IV.4.7.- Resultados de las inclusiones fluidas .................................................................................................. 54
2
IV.4.8.- Resultados de los isotopos estables de carbón, oxígeno ..................................................................... 56
IV.4.9.- Resultados de los isotopos estables azufre .......................................................................................... 59
VII.1.- Edad de la Mineralización ..................................................................................................................... 80
Metodología de estudio Ar/Ar .......................................................................................................................... 80
VII.2.- Teoría sobre la microtermometría de inclusiones fluidas ..................................................................... 81
VII.3.- TEORÍA SOBRE LOS ISOTOPOS ESTABLES DE CARBÓN, OXÍGENO Y AZUFRE .................... 90
LISTA DE FIGURAS Figura 1.- Localización de la zona de estudio en color verde en el estado de Chihuahua. ........................................................................ 8
Figura 2.- Distribución global de los depósitos tipo pórfido de cobre y IOCG con sus edades. Tomada de la publicación especial N° 17
tectonics, metallogeny, and Discovery: The North American Cordillera and similar Acerationary Settings. En el volumen de
Society of Economic Geologists del 2013 ......................................................................................................................................... 9
Figura 3.- Escenario de un arco tectónico y magmático donde (A) Arco continental normal o arco de isla maduro, destacando con el
típico modelo andino de pórfido de Cu + Mo + Au y formación de depósitos epitermales de Cu-Au (Richards, 2009); el estado
de esfuerzo es generalmente de una compresión media. (B) Rifting del tras arco debido al estrés tensional en la placa superior
(por el rollback de la placa y al retiro de la trinchera. El magmatismo bimodal es característico, y los depósitos de pórfidos de
carácter félsico ricos en Mo o en Sn-W se pueden formar en la región del trasarco, estos magmas se derivan de la corteza, y
los depósitos IOCG se pueden formar en condiciones de bajos contenidos de azufre. (C) Escenario de una subducción plana
donde el esfuerzo de compresión se produce en la placa superior, la litosfera sufre una hidratación a profundidad y entra en
un reposo magmático. (D) Retronó de la subducción inclinada con afluencia de cuña del manto astenosférico; el calentamiento
de la litosfera que ésta previamente hidratada a profundidad (manto y/o corteza inferior) da como resultado la fusión parcial
y magmas que estallan (comúnmente son expresados en la superficie en forma de calderas). Los depósitos tipo pórfidos, los
sistemas epitermales y los IOCG pueden formarse en este tipo de sistemas volcánicos. MASH= Zona de mezcla, SCLM = manto
litosférico subcontinental. Para diferenciar las características entre los depósitos tipo pórfidos y IOCG su puede hacer una
revisión del arco magmático además de los procesos litosféricos. En los sistemas de arcos de una edad madura, la litosfera
oceánica puede tener edades aproximadas de 25 Ma. El cual en el comienzo de la subducción la corteza oceánica comienza a
deshidratarse y crear los procesos de metasomatismo y fusión parcial de la cuña del manto astenosférico, este fenómeno
domina el proceso de la génesis en un arco magmático según: Tatsumi, 1986, 1989; Peacock, 1993; Schmidt and Poli, 1998;
Bourdon et al., 2003; Grove et al., 2006, 2012. Tomada de la publicación especial N° 17 tectonics, metallogeny, and Discovery:
The North American Cordillera and Similar Acerationary Settings. En el volumen de Society of Economic Geologists del 2013. 10
Figura 4.- Cuatro posibles escenarios para las condiciones de fusión de la astenósfera y de la litosfera en arcos o configuraciones de
post subducción. (A) En condiciones de arco con alto en fS2 y bajo en fO2, posiblemente causadas por grandes entradas de
sedimentos en la zona de subducción de la corteza o litologías en la corteza superior en la zona MASH (zona de mezcla),
conduce a sistemas de pórfido estériles y / o una formación profunda de depósito de sulfuro ortomagmáticos en la corteza. (B)
condiciones de arcos con alto en fS2 y alto en fO2, se ha encontrado en muchas zonas de subducción de edades del
Fanerozoico, potencialmente por depósitos de pórfidos de Cu + Mo + Au. (C) condiciones de arco en bajo fS2 y alto en fO2, se
infieren que ocurren en zonas de subducción con edades del Precámbrico, potencialmente representados por pórfidos pobres
en S o depósitos de IOCG. (D) condiciones de bajo en fS2 y altos en fO2 , se infiere que ocurre durante la fusión de la post
subducción o una subducción previa donde la litosfera es modificada, está representado por pórfidos alcalinos, sistemas
epitermales de Au, o por depósitos de IOCG. SCLM= manto litosféricos continental. Tomada de la publicación especial N° 17
tectonics, metallogeny, and Discovery: The North American Cordillera and Similar Acerationary Settings. En el volumen de
Society of Economic Geologists del 2013. ...................................................................................................................................... 13
Figura 5.- Muestra las diferentes morfologías de los cuerpos en depósitos tipo IOCG, según Sillitoe 2003. .......................................... 14
Figura 6.- Anatomía de los sistemas IOCG, donde se muestra la profundidad variable de emplazamiento de la fuente del batolito en
la corteza media y superior. Asociación espacial de la alteración y la mineralización tanto proximal, distal, posibles fluidos y
fuentes de metales. Fuentes: Hitzman et al. (1992), Naslund et al. (2002), Richards (2005,2011), Mumin et al. (2007,2010),
Groves et al. (2010), Corriveau et al. (2010a, b). ........................................................................................................................... 16
Figura 7.- Geología Regional del depósito de Guaynopa. ....................................................................................................................... 23
Figura 8.- Geología local del depósito de Guaynopa. Donde Oig= rocas volcánicas del oligoceno, Ki= rocas intrusivas del Cretácico
inferior, Ks= Calizas del Cretácico superior. Tomado de Camprubí et al., 2012, modificado. ........................................................ 24
Figura 9.- A) Sección A-A’ con rumbo 60° NW con vista al NE, B) Sección B-B’ con rumbo 45° NW con vista al NE. Escala horizontal
1:250 y escala vertical 1:500. ......................................................................................................................................................... 25
Figura 10.- Microfotografías que muestran las características ópticas de las muestras de composición Diorítica: a) Muestra Grano 6.
Fenocristal subhedral de biotita y plagioclasa con inclusiones de Sericita. b) Muestra Grano 8. Microfotografía en luz plana que
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exhibe un cristal de biotita con inclusiones de minerales opacos de Ilmenita con textura simplectítica. c) Muestra L15.
Fenocristales euhedrales de plagioclasa con fuerte alteración de sericita; Fenocristales subhedrales a anhedrales de biotita con
inclusiones de Cpx. ......................................................................................................................................................................... 28
Figura 11.- Microfotografías de las muestras clasificadas como Gabros: a) Muestra Grano 7. Cristales anhedrales de Biotita y
Clinopiroxenos parcialmente fracturados. Plagioclasas euhedrales con zoneamiento (cristal superior izquierdo.) b) Muestra
Grano 9. Cristal de Biotita con inclusiones finas de Clinopiroxeno. Clinopiroxenos anhedrales en intersticios de plagioclasas. c)
Cristales euhedrales de Plagioclasa con fuerte alteración hidrotermal, algunos intersticios muestran cristales de Ilmenita. d)
Biotitas anhedrales con inclusiones de Ilmenita. ........................................................................................................................... 28
Figura 12.- a) Clasificación química del intrusivo de Guaynopa en base al diagrama de Cox et al (1979) adaptado por Wilson (1989)
para rocas plutónicas. .................................................................................................................................................................... 32
Figura 13.- Diagramas de variación de los intrusivos de Guaynopa. (a, b, c) Rb, Ba, Sr (ppm) vs SiO2 (% en peso) e Y vs Rb (d). AFC;
potásico, Hnb; hornblenda, Gt; granate, Zr; zircón, Ol; olivino. Nota: los cuadros corresponden al PC de Guaynopita. .............. 33
Figura 14.- Diagramas de variación de a) La/Nb vs Ti (ppm). B) Th/Yb vs Ta/Yb, y c) Zr/Yb vs Nb/Yb de los intrusivos de Guaynopa.
SMZ: zona de subducción. MORB: Cordillera de basaltos oceánicos. FC: Cristalización fraccionada. DM: Manto empobrecido. N,
E-MORB: Cordillera de basaltos oceánicos-Normal y Enriquecido. Nota: los cuadros corresponden al PC de Guaynopita. ......... 34
Figura 15.- Diagramas de discriminación tectónica a) Nb Vs Y. b) Rb Vs Y/Nb. c) Ta Vs Yb d) Rb Vs Yb+Ta, la nomenclatura VAG:
granitos de arcos volcánicos, Syn-COLG; granitos syn-colisional. WGP; granitos intraplaca, ORG; granitos de cordilleras
oceánicas. Nota: los cuadros corresponden al PC de Guaynopita. ................................................................................................ 35
Figura 16.- Diagramas a) Sm/Yb vs Ce/Sm, b) Rb/Y vs Nb/Y, c) Ba/Nb vs La/Nb de los intrusivos de Guaynopa/Guaynopita. Nota: los
cuadros corresponden al PC de Guaynopita. ................................................................................................................................. 36
Figura 17.- Diagrama Sr/Y vs Y (A) y La/Yb vs Yb normalizado (B) que discrimina magmas adakítico contra calcialcalinos de arco. ..... 38
Figura 18.- Planos que muestran planta y corte longitudinal de la veta 3 Naciones ............................................................................... 41
Figura 19.- Fotomicrografías.- a) muestra 3M4.- Mica rica en Cr fuxita, se encuentra en el contacto con la caliza y el intrusivo, b)
muestra 3M8 se puede observar las plagioclasas totalmente remplazados por arcillas tipo sericita, c) muestra 3M9, se observa
cloritización (CL), además de sericita (Se), d) fenocristal de piroxeno (Px) remplazado por la alteración propilítica, biotita (Bi)
totalmente propilitizado, e) Plagioclasas (Plag) con textura de exsolución, debido a la inestabilidad, f) Fenocristales de
plagioclasa fuertemente alteradas por sericita, g) fantasma de fenocristal cortado por una vetilla de calcita en líneas de color
naranja, en una matriz de cuarzo secundario ................................................................................................................................ 45
Figura 20.- La flecha con bordes rojos puesta en la tabla sintética de alteración nos muestra la tendencia evolutiva del fluido
hidrotermal empezando en una zona propilítica y terminando en una zona argílica avanzada, así mismo de un fluido que
comienza medianamente alcalino que va evolucionando a uno más acido, esta flecha se construyó en base al conjunto de
minerales asociados en la alteración. Esquema tomado (modificado de Sillitoe, 1995; con base a los datos de Hedenquist y
Lowenstern, 1994; Gammons y Williams- Jones, 1997; Corbett y Leach, 1998). El esquema del lado derecho es la composición
mineralógica de las alteraciones hidrotermales asociadas a la formación de depósitos minerales tipo epitermales y pórfidos,
según el pH de las soluciones mineralizantes (modificado y simplificado de Corbett y Leach, 1998). .......................................... 46
Figura 21.- Fotomicrografías.- a) Cristal de hematita bordeado por cuarzo, con textura gráfica, b) isla de hematita (en color gris claro)
y calcopirita (en color amarillo) amorfos con textura equigranular rodeados por cuarzo, c) cristales de magnetita (mag.),
calcopirita (cpy), pirita (py) y cuarzo (Qz) con textura moteada, d) cristal de calcopirita con segregaciones de esfalerita, e)
cristal de hematita con textura especular, f) cristales de hematita y magnetita con textura granoblástico. ................................ 48
Figura 22.- a) Diagrama Ni/ (Cr+Mn) Vs Ti+V, b) diagrama Ca+Al+Mn Vs Ti+V. Tomado de la publicación Céline Dupuis et al., 2011.
Discriminant diagrams for iron oxide trace element fingerprinting of mineral deposit types. ...................................................... 52
Figura 23.- a) espectro de edad, b) 37
ArCa / 39
ArK, contra la fracción de 39
Ar, c) 36
Ar/40
Ar Vs diagrama de correlación 36
Ar/40
Ar ........... 53
Figura 24.- a) Inclusiones fluidas en estado monofásico con formas variadas, b) inclusiones fluidas con líquido dominante, c) inclusión
fluida bifásica, d) inclusión fluida con CO2. .................................................................................................................................... 55
Figura 25.- Gráfica donde se observa los datos de temperatura de homogenización Vs salinidad en wt. % NaCl equiv........................ 56
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Figura 26.- Gráfica de δ13
CPDB y δ18
O, los valores de calcitas y roca calcárea del depósito de Guaynopa en los cuerpos de Tres
Amigos, Manto 5 de Mayo y Manto las Chalas. Las Cajas en color rojo y verde son tomadas de Jhon R. Bowman, 1998,
decarbonatación (destilación Rayleigh) tendencias representado en curvas a 300 y 550 ° C muestran la eclosión marcada por la
fracción del carbono. La tendencia del grafito muestra cualitativamente el efecto de los valores de δ13
C de las calcitas con el
intercambio empobrecido de 13
C. la leyenda M-I es la interacción progresiva de aguas magmáticas y de carbonatos con la
tendencia de δ13
C- δ18
O. Valores de interacción agua-roca de las curvas mostradas en la gráfica como ( ) Medidos en relación
de masas. Para el cálculo de la interacción de los fluidos magmáticos y rocas carbonatadas, T= 450°C, mármol inicial (δ13
Figura 27.- Gráfica comparativa de la posición de los contornos de δ S34
H2S con los campos de estabilidad de minerales de Fe-S-O y
barita. Para una temperatura a 150° y 350°C. En los contornos de δ S34
H2S los valores en paréntesis son para H2S a δ S34
= 0%,
los límites de los minerales de Fe-S-O en ƩS= 0.001 moles/kg H2S, barita soluble/limite insoluble en mBa 2+
- mƩS= 10-4
, la flecha
en color verde son los valores graficados pertenecientes a los mantos y vetas. ........................................................................... 61
Figura 28.- a) Cuando las capas de crecimiento de un cristal no son completamente planas se forman cavidades o vacíos en el que se
atrapa el fluido . ............................................................................................................................................................................. 83
FIGURA 29.- b) La disolución parcial de un mineral precoz produce numerosos entrantes en la superficie cristalina. Cuando continúa el
crecimiento, se pueden formar inclusiones grandes, o bandas de inclusiones pequeñas, en las irregularidades de la superficie.
FIGURA 30.- c) Cuando algún objeto sólido se fija a la superficie de un cristal en vías de crecimiento, puede quedar englobado como
inclusión sólida y capturar al mismo tiempo alguna inclusión fluida. ............................................................................................ 83
FIGURA 31.- d) El crecimiento rápido de un mineral puede dar lugar a la formación de un cristal con bordes esqueléticos o dendríticos.
Si a este episodio sucede otro de crecimiento más lento, pueden quedar atrapadas en el cristal inclusiones de tamaño variado.
Figura 36.- Ejemplo del comportamiento de fase en una inclusión fluida del Sistema H2O-NaCl con salinidad del 10%wt. En -46°C, la
inclusión contiene un sólido vítreo que desvitrifica a temperatura eutéctica (-21.2°C), produciendo una mezcla de grano fino de
hidrohalita y hielo, el ligero calentamiento por encima de la temperatura eutéctica (-20.9°C) desaparece la hidrohalita
recristaliza el hielo para formar varios cristales grandes. Con el continuo calentamiento, los cristales se disuelven
gradualmente (-10°C), dejando un pequeño y único cristal a -7°C, disolviéndose completamente en -6.6°C, este último dato, es
la temperatura de fusión del hielo, y es el valor útil para determinar la salinidad. (Tomado de Bodnar, 2003c) ......................... 89
Figura 37.- Equipo de Microtermometría CEGEO UNAM. La platina térmica instalada sobre el microscopio polarizante Olympus (x50
objetivo). La platina LinkamTHSGM -600 alcanza un rango de temperaturas entre –180 C y + 650 C. ....................................... 90
Figura 38.- Reservorios naturales de isótopos de oxígeno. Datos de: Taylor (1974). Onuma eta al. (1972), Sheppard (1977), Graham y
Harmon (1983) y Hoefs (1987) ....................................................................................................................................................... 94
Figura 39.- Gráfica de δD y δ18
O (‰) para varios reservorios da aguas y tendencias para procesos físicos y químicos que pueden
alterar la composición isotópica del agua. VSMOW= Viena Standard Mean Ocean Water; APM= Agua Primaria Magmática (δD
= -40 a -80 ‰; δ18
O = +5.5 a +9.5 ‰) (Craig, 1961; Sheppard et al. 1969). ................................................................................... 94
Figura 40.- δ34
S de varios reservorios geológicos. Modificado de Krouse, (1980). Dato de dimetilsulfuro de Calhoun et al. (1991).
Figura tomada de Seal, (2000). ....................................................................................................................................................... 96
6
Figura 41.- Curvas de edad para δ34
S y δ18
O en sulfatos en equilibrio con agua marina. Las curvas están basadas sobre la composición
isotópica de sulfatos en depósitos de evaporitas y las barras de error muestran la incertidumbre en las curvas a diferentes
intervalos de tiempo (Claypool et al. 1980). Tomada de Rollinson, (1993). .................................................................................. 97
Figura 42.- Composición de isótopos de C de los principales reservorios de carbono en cuencas sedimentarias. Tomada de Emery y
Tabla 2.- Resultados de elementos Mayores menores y traza del intrusivo de Guaynopa. .................................................................... 31
Tabla 3.- De datos geoquímicos de la veta 3 Naciones, realizado por el laboratorio Geoquímica de México SA de CV. ........................ 40
Tabla 4.- Resultados de la Mina Tres Amigos. Muestreo realizado por el SGM (2009). .......................................................................... 42
Tabla 5.- Resultados del Muestreo de la veta la Libertad. ....................................................................................................................... 42
Tabla 6.- Resultado de una muestra tomada en la cata de la Escondida. ............................................................................................... 43
Tabla 7.- Resultados del muestreo en esquirlas en intrusivo. ................................................................................................................. 44
Tabla 8.- Ley promedio de todo el muestreo. .......................................................................................................................................... 44
Tabla 9.- Tabla paragenética del depósito de Guaynopa. Medido con la temperatura de homogenización de los datos obtenidos en
las inclusiones fluidas. .................................................................................................................................................................... 47
Tabla 10.- Resultados de la microsonda .................................................................................................................................................. 52
Tabla 11.- Tabla sintética de los resultados de las IF. * Th= temperatura de homogenización, Tmice = temperatura de fusión del hielo,
#= número de análisis de las inclusiones, min= valor mínimo, máx.=valor máximo ...................................................................... 54
Tabla 12.- Resultados de los análisis de d¹³CVPDB (‰),d18OVPDB (‰),d18OVSMOW (‰). ................................................................. 58
Tabla 13.- Muestra lo análisis de d34
S (‰), Cp= calcopirita, Py= pirita, Sp= esfalerita ............................................................................ 60
Tabla 14.- Isótopos de elemento considerado en este trabajo y su abundancia en la naturaleza. Muestra también los Standard de
referencia para cada notación delta. ............................................................................................................................................. 92
7
INTRODUCCIÓN
Los metales que se generan en los depósitos tipo IOCG son importantes por su enriquecimiento en Cu, Au, Fe,
de aquí su denominación composicional y su nombre. En México esta tipología de yacimientos (de acuerdo a
su edad y situación geográfica) pueden clasificarse en dos grupos principales: 1) los relacionados a una edad
Paleógeno asociado a rocas volcánicas félsicas localizadas al noreste del país (Roy, 1978) y 2) los de la porción
suroccidental de México, ubicados en una franja paralela a la costa pacífica que comprende parte de los Estados
de Baja California, Jalisco, Colima, Michoacán y Guerrero formando parte de la secuencia vulcanosedimentaria
del Jurásico-Cretácico (Campa y Coney, 1983)
Su génesis está relacionada a magmas calcialcalinos a subalcalinos, con menas de hierro y alto contenido de
volátiles como (P, F, Cl), los cuales al disminuir el punto de fusión y densidad, permiten una mayor movilidad y
un emplazamiento como cuerpos intrusivos y extrusivos. El origen de este tipo de yacimiento es significativo en
México por su importancia económica, y su investigación nos aportara guías para la exploración de nuevos
yacimientos de hierro con mineralización de Cu, Au, U y posiblemente Tierras Raras.
I.- GENERALIDADES
I.1.- Objetivos
1º.- Hacer un estudio metalogenético del yacimiento de Guaynopa Chihuahua, para poder comprender su origen
y clasificación.
2º.- Determinar guías para la exploración de esta tipología de yacimiento.
I.2.- Antecedentes
Con los trabajos geológicos de Bandelier (1890), Lumholtz (1898), Rice (1906), William (1910), Wilson
(1910) y Chas (1910) se hacen las primeras descripciones geológicas de la existencia de mineralización cupro-
aurifera en Guaynopa y Guaynopita. En efecto, las minas fueron explotadas en el siglo XVIII por los Jesuitas
(Bandelier 1890). Los primeros trabajos geológicos estratigráficos de áreas aledañas fueron realizados por
Grijalva y Cubillas (1990), quienes describen dos secuencias del Albiano medio, la primera se conforma de una
caliza arcillosa y argilita en la base, y la segunda se conforma de una secuencia de caliza, dolomía y calizas
fosilífera. Grijalva-Noriega (1991) y Grijalva (1994) enfocaron sus trabajos a la prospección de yacimientos
minerales, en el 2000, Monreal y Longoria (2000a -b y 2001 ), y Santa María y Monreal (2002a y 2002b)
realizaron trabajos enfocados a la estratigrafía de la Sierra Los Chinos (entre Tecoripa y Río Yaqui) aledaña al
área de esta trabajo donde concluyen que la secuencia litológica está relacionada con la estratigrafía del área de
Lampazos y relacionada paleo-geográficamente y tectónicamente con el Cinturón Tectónico de Chihuahua, que
se encuentra representado por cinturones plegados de edad Eoceno medio.
8
I.3.- Localización
La zona de estudio está ubicada (figura 1) dentro de la provincia geológica de la Sierra Madre Occidental, en
el límite del Estado de Chihuahua con Sonora a ± 40 km al norte de la mina de Dolores. Guaynopa forma parte
de la gran anomalía de cobre y oro que se extiende desde los Estados Unidos pasando por Milpillas, Cananea y
La Caridad, y está directamente relacionada a cuerpos intrusivos de composición generalmente gabroica que
afloran en un área de ± 15km2 con edades de 92.4 ± 0.5 Ma, y de 89.1 ± 0.7 Ma para la mineralización, y que
afectan a calizas del Cretácico, lo que propicia la generación típica de mantos, vetas y diseminados de oro
asociado a cobre y óxidos de hierro, lo que define una tipología composicional denominada IOCG (Iron Oxide
Copper and Gold por sus siglas en ingles) en Guaynopa, como se detallará más adelante.
Figura 1.- Localización de la zona de estudio en color verde en el estado de Chihuahua.
9
II.- GENERALIDADES DE LOS YACIMIENTOS TIPO IOCG
II.1.- Contexto geotectónico
Los depósitos tipo IOCG típicamente están localizados a lo largo o en la intersección de la estructuras de la
corteza mayor, que comúnmente es tensional o eventos de transtensión. Además se ha encontrado en niveles
medios de la corteza, que algunos ejemplos se dan en zonas extensionales, anorogénicos, orogénicos,
intracratónica, rifts intra-arco, arcos magmáticos y cuencas de tras-arco.
En la mayoría de los casos las estructuras controlan el emplazamiento de intrusiones e influyen fuertemente en
el régimen del flujo del fluido, la formación de brechas (incluyendo la preparación del suelo y la iniciación de
brechamiento hidrotermal), y en última instancia, la ubicación y morfología de la alteración y zonas
mineralizadas.
En la figura de la distribución de los depósitos tipo IOCG y pórfidos de Cu (Figura 2) se observa que la
mayoría de estos yacimientos se encuentran en las zonas de subducción de la placa del pacífico.
Figura 2.- Distribución global de los depósitos tipo pórfido de cobre y IOCG con sus edades. Tomada de la publicación especial N° 17
tectonics, metallogeny, and Discovery: The North American Cordillera and similar Acerationary Settings. En el volumen de Society of
Economic Geologists del 2013
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Figura 3.- Escenario de un arco tectónico y magmático donde (A) Arco continental normal o arco de isla maduro, destacando con el típico
modelo andino de pórfido de Cu + Mo + Au y formación de depósitos epitermales de Cu-Au (Richards, 2009); el estado de esfuerzo es
generalmente de una compresión media. (B) Rifting del tras arco debido al estrés tensional en la placa superior (por el rollback de la placa y
al retiro de la trinchera. El magmatismo bimodal es característico, y los depósitos de pórfidos de carácter félsico ricos en Mo o en Sn-W se
pueden formar en la región del trasarco, estos magmas se derivan de la corteza, y los depósitos IOCG se pueden formar en condiciones de
bajos contenidos de azufre. (C) Escenario de una subducción plana donde el esfuerzo de compresión se produce en la placa superior, la
litosfera sufre una hidratación a profundidad y entra en un reposo magmático. (D) Retronó de la subducción inclinada con afluencia de cuña
del manto astenosférico; el calentamiento de la litosfera que ésta previamente hidratada a profundidad (manto y/o corteza inferior) da como
resultado la fusión parcial y magmas que estallan (comúnmente son expresados en la superficie en forma de calderas). Los depósitos tipo
pórfidos, los sistemas epitermales y los IOCG pueden formarse en este tipo de sistemas volcánicos. MASH= Zona de mezcla, SCLM = manto
litosférico subcontinental. Para diferenciar las características entre los depósitos tipo pórfidos y IOCG su puede hacer una revisión del arco
magmático además de los procesos litosféricos. En los sistemas de arcos de una edad madura, la litosfera oceánica puede tener edades
aproximadas de 25 Ma. El cual en el comienzo de la subducción la corteza oceánica comienza a deshidratarse y crear los procesos de
metasomatismo y fusión parcial de la cuña del manto astenosférico, este fenómeno domina el proceso de la génesis en un arco magmático
según: Tatsumi, 1986, 1989; Peacock, 1993; Schmidt and Poli, 1998; Bourdon et al., 2003; Grove et al., 2006, 2012. Tomada de la publicación
especial N° 17 tectonics, metallogeny, and Discovery: The North American Cordillera and Similar Acerationary Settings. En el volumen de
Society of Economic Geologists del 2013.
Las rocas que se conocen como picrita son el producto de la fusión parcial de la astenósfera e hidratación, estas
rocas tienen un alto contenido de Mg (De Bari and Sleep, 1991; Eggins, 1993; Thirlwall et al., 1996; Greene et
al., 2006). Estas rocas estan más oxidadas que la fusión típica de la astenósfera como las rocas tipo MORB, en
estas rocas existe una relación en los componentes tales como fayalita-magnetita-cuarzo (Ballhaus, 1993;
Brandon and Draper, 1996; Parkinson and Arculus, 1999; De Hoog et al., 2004). Los altos valores en los
componentes nos indican que en la zona de “supra subducción” de la cuña del manto es inherentemente
oxidado. Esto nos revela que la oxidación inicia progresivamente en la zona de subducción u otra interpretación
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es que los altos valores nos puede reflejar un proceso magmático posterior tales como el fraccionamiento y
desgasificación en la litosfera de la placa superior. Los magmas emplazados en la placa superior se encuentran
relativamente oxidados, esto tiene una connotación importante para la metalogénia, ya que esto tiene el control
de la solubilidad, fraccionamiento y el comportamiento de los sulfuros como los metales de Cu y los elementos
siderófilos (Richards et al., 2011).
Estos metales son más solubles en especímenes de sulfatos que se encuentran en función de los silicatos,
además reflejan un incremento en el estado de oxidación, esta oxidación es muy típica en ambientes de arcos
magmáticos, la oxidación es la clave para la fertilidad en los depósitos hidrotermales magmáticos, el magma
primario de la zona de subducción está caracterizado por ser caliente, hidratado y oxidado, siendo menos denso
que el manto peridotitico (Herzberg et al., 1983).
Se ha estimado que durante la entrada del arco magmático, a través de la litosfera, el 80% del flujo del magma
(donde el 50 % corresponde a un flujo de sulfuros y 30% corresponde a un flujo de agua) se solidifican debajo
de la superficie como rocas plutónicas de composición ultramáfica a máfica, ricas en anfíboles cumulativos. En
secciones bien expuestas de la corteza inferior se puede observar, tal es el caso del arco de Talkeetna en Alaska
(De Bari y Coleman, 1989). Incluso bajo condiciones oxidantes, los magmas enriquecidos en S generalmente
están saturados en fase de sulfuros fundidos o en especie mineral, estos sulfuros toman una cantidad
significativa de calcopirita, elementos siderofilos y grupos de los platinoides, ya que éstos se encuentran
contenidos en este tipo de magma, así y si la fase de los sulfuros se acumula en las zonas profundas de la
corteza, el magma se fracciona y comienza agotarse de manera significativa en estos elementos, pero hay que
considerar que estas cantidades y proporciones relativas dependen del contenido de sulfuros y el estado de
oxidación del magma original (Richards, 2009, 2011; Lee et al., 2012). De acuerdo a la Figura 4 se pueden tener
varios escenarios:
1º.- Bajo condiciones reductoras ricos en S, como por ejemplo, cuando la corteza inferior contiene litologías
como granito meta-sedimentarios: Los magmas primarios podrían retener abundantes residuos de la fase de
sulfuros donde la mayor parte de los minerales son calcopirita y los elementos siderofilos. Los magmas
derivados del proceso de la subducción son relativamente pobres en metales y es muy improbable que puedan
formar depósitos minerales (excepto por la probabilidad de que la litosfera tenga un enriquecimiento de
elementos como Mo, Sn y W),
2º.- Bajo condiciones oxidantes, en esta fase encontramos la mayoría de los sistemas de arcos con edad del
Fanerozoico, la saturación de sulfuros es posible solamente en volúmenes relativamente pequeños. Así, si
tenemos una alta partición de los coeficientes y además una baja abundancia de elementos siderofilos, esto nos
indica que estos elementos son despojados del magma a través de “gotas de sulfuros de fusión inmiscibles” o
por una fase mineral como solución de intermedio sólido y potencialmente a la izquierda en la región de la
fuente o en acumulativo. En contraste la abundancia y baja compatibilidad de elementos calofilos no son
significativos en cuanto a su empobrecimiento en la fusión. Los magmas fraccionados que de aquí se derivan
son los fértiles en la formación de los depósitos tipo pórfidos, pero no pueden ser particularmente enriquecidos
en Au (ver figura 4B).
3º.- Bajo condiciones oxidantes empobrecidos en S, la ocurrencia de saturación de los sulfuros puede ser
mínima o puede no contener sulfuros, como el caso de la calcopirita y elementos siderofilos los cuales no tienen
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fraccionamiento del sulfuro y los magmas derivados a este proceso tienen el potencial para formar depósitos de
Cu-Au, pero pobres en S, como se muestra en la figura 4C. Por ejemplo, estas condiciones para los sistemas de
arco en el Fanerozoico son raras en el sentido del empobrecimiento de S.
4º.- Condiciones oxidantes pobres en sulfuros, estos pueden ocurrir durante la segunda etapa de fusión parcial
del arco que es rico en anfibolita y que contienen pequeñas cantidades de sulfuros con enriquecimiento de Cu-
Au residuales como se muestra en la figura 4D. Estos sulfuros fácilmente se disuelven dentro de la fusión
parcial, Richards (2009) propuso estas situaciones explicando la formación de depósitos tipo pórfidos y
depósitos epitermales de baja sulfuración de oro (especialmente en sistemas alcalinos) durante los eventos
tectónicos tardío, donde se implica el adelgazamiento de la corteza o el manto litosférico durante el fenómeno
de “delaminación del arco o la colisión continental”, y extensión de la corteza por fenómenos post-colisionales
o rifting del tras arco. El empobrecimiento en sulfuros, la oxidación y la segunda etapa de la fusión parcial en
la zona de tras arco o en una extensión distal son ambientes favorables para la formación de los depósitos tipo
IOCG, donde se proporciona la fuente de magmas ricos en Cu-Au que pudieron ser emplazados dentro de la
corteza con altos gradientes geotermales. La fusión parcial de bajo grado puede contribuir a elevar elementos
incompatibles como tierras raras, U, Na, y K y altos contenidos de CO2.
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Figura 4.- Cuatro posibles escenarios para las condiciones de fusión de la astenósfera y de la litosfera en arcos o configuraciones de post
subducción. (A) En condiciones de arco con alto en fS2 y bajo en fO2, posiblemente causadas por grandes entradas de sedimentos en la zona
de subducción de la corteza o litologías en la corteza superior en la zona MASH (zona de mezcla), conduce a sistemas de pórfido estériles y /
o una formación profunda de depósito de sulfuro ortomagmáticos en la corteza. (B) condiciones de arcos con alto en fS2 y alto en fO2, se ha
encontrado en muchas zonas de subducción de edades del Fanerozoico, potencialmente por depósitos de pórfidos de Cu + Mo + Au. (C)
condiciones de arco en bajo fS2 y alto en fO2, se infieren que ocurren en zonas de subducción con edades del Precámbrico, potencialmente
representados por pórfidos pobres en S o depósitos de IOCG. (D) condiciones de bajo en fS2 y altos en fO2 , se infiere que ocurre durante la
fusión de la post subducción o una subducción previa donde la litosfera es modificada, está representado por pórfidos alcalinos, sistemas
epitermales de Au, o por depósitos de IOCG. SCLM= manto litosféricos continental. Tomada de la publicación especial N° 17 tectonics,
metallogeny, and Discovery: The North American Cordillera and Similar Acerationary Settings. En el volumen de Society of Economic
Geologists del 2013.
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II.2.- Morfología
Los depósitos IOCG se pueden expresar en una amplia variedad de morfologías, y de tipos de alteración que
dependen de su estratigrafía, ya que puede tomar formas concordantes o discordantes a ésta; Por otro lado, los
depósitos IOCG han sido reconocidos dentro de un régimen epitermal, pero estos depósitos todavía no se
encuentran bien definidos. Generalmente los depósitos IOCG, presentan reemplazamientos cuya morfología es
tipo de un skarn como lo presenta el yacimiento de Wilcherry Hill en Australia. Lo que es más común en la
génesis de los IOCG es su afinidad a un sistema hidrotermal magmático. Su morfología en muy diversa y va
desde vetas, chimeneas hidrotermales, brechas de diversos tipos, cuerpos de reemplazamiento característicos de
un skarn, stockworks, cuerpos pegmatoides y o tipo diatrema como se muestra en la figura 5.
Figura 5.- Muestra las diferentes morfologías de los cuerpos en depósitos tipo IOCG, según Sillitoe 2003.
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II.3.- Alteración Hidrotermal
Los depósitos IOCG están caracterizados por una zona progresiva de alteración que va desde el núcleo hacia
afuera, la zona de alta temperatura está dentro del rango de 600° a 400°C, donde el sistema se encuentra
moderadamente oxidado y rico en minerales sódicos como: albita + escapolita + anfibolita + piroxeno; por otro
lado si son rico en Na-Ca-Fe se dan minerales como: magnetita + anfibolita + actinolita + apatito, y si
presentan un enriquecimiento en K-Fe se tendrá una paragénesis del tipo: feldespato potásico + magnetita +
biotita + anfibolita. Si presentan temperaturas medianas a bajas <400° a 200°C, hay más oxidación y un
enriquecimiento en K-Fe-Ca-CO2 (hematita + sericita + clorita + carbonato + cuarzo). En las zonas distales que
se tiene baja temperatura (250° a 100°C) el aporte de SiO2-Fe-CO2 es el dominante y se traduce en vetas con
cuarzo + hematita + carbonatos como se muestra en la figura 6.
La mineralización cobre-oro típicamente ocurre como calcopirita con abundante magnetita en la zona de alta
temperatura, y en la zona de baja temperatura se presenta como calcopirita + bornita + calcosita secundaria con
hematita. Las temperaturas bajas se dan en la parte distal, donde la veta epitermal esta alterada y además tiene
remplazamientos con sulfuros + arsenoides de Cu, Co, Bi, U, Ag y Au y algunas veces tierras raras.
En muchos distritos de IOCGs, la sílice precipita como cuarzo penetrante en forma de vetas, stockworks y
brecha que pueden estar a kilómetros de distancia de su fuente (la intrusión); La precipitación de la sílice se da
con las siguientes características: durante la última etapa (baja temperatura) denominada alteración retrograda.
Es común ver zonas estériles y las vetas de cuarzo o brechas se encuentran superpuestas en la etapa temprana
de la alteración de alta temperatura. Por otro lado, si las condiciones de pH neutro persisten en las temperaturas
inferiores en los sistemas IOCG, se tendrá abundancia de minerales de carbonatos en la zona más distal, pero si
persiste la acidez su paragénesis mineral será: sericita + clorita + carbonato + cuarzo + hematita: Esto refleja la
poca abundancia de SO2 en los fluidos de los yacimientos tipo IOCG. Así, la mineralización está acompañada
por un zoneamiento sistemático (de adentro hacia fuera) de la alteración de alta temperatura, revelando un
ambiente reductor, con un pH neutro, y una ambiente de oxidación a baja temperatura.
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Figura 6.- Anatomía de los sistemas IOCG, donde se muestra la profundidad variable de emplazamiento de la fuente del batolito en la
corteza media y superior. Asociación espacial de la alteración y la mineralización tanto proximal, distal, posibles fluidos y fuentes de
metales. Fuentes: Hitzman et al. (1992), Naslund et al. (2002), Richards (2005,2011), Mumin et al. (2007,2010), Groves et al. (2010),
Corriveau et al. (2010a, b).
En los sistemas tipo IOCG bien expuestos la alteración hidrotermal es muy extensa, en algunas regiones puede
remontarse a plutones y batolitos subyacentes. La magnífica exposición en la superficie debe de exceder cientos
de kilómetros cuadrados, tal como ejemplo en Great Bear Lake en Canadá, donde se muestran múltiples
sistemas individuales relacionados con un magmatismo de composición diorítica.
El concepto de un sistema IOCG es aquel en el cual existe un amplio rango de alteración hidrotermal y tipos de
yacimientos aparentemente dispares que pueden ser generados por estos grandes sistemas hidrotermales
generados por magmas, pero puede haber casos con fluidos no magmáticos que son derivados de las rocas de la
corteza, incluyendo fluidos metamórficos que pueden generar, incluso pueden incorporarse a los depósitos
IOCG, porque su fuente está asociada a un batolito o plutón, esto incluye la mezcla con fluidos derivados de las
aguas meteóricas, así como los fluidos procedentes de fuentes corticales más profundas cerca de la superficie.
La fundición del metal de la corteza es también evidente en estos sistemas debido a la alteración extensa de alta
temperatura.
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Habitualmente se reconocen las siguientes zonas o aureolas de alteración con la relación de adentro hacia
afuera.
Zona potásica: Siempre está presente. Caracterizada por la presencia de feldespatos potásico secundario, biotita
y clorita reemplazando al feldespato potásico primario, a la plagioclasas y a los máficos.
Zona fílica o sericítica: No siempre presente. Se caracteriza por desarrollo de cuarzo en vetas, sericita, pirita,
con minerales escasos de clorita, illita y rutilo que reemplazan a la biotita y al feldespato potásico.
Zona argílica: No siempre se encuentra. Se caracteriza por la formación de caolinita y montmorillonita, con
pirita diseminada. Las plagioclasas se encuentran fuertemente alterada, mientras que al feldespato potásico no le
afecta. La biotita está cloritizada.
Zona propilítica: Siempre está presente. Donde desarrolla clorita, calcita y epidota, afecta a los máficos, y en
menor grado, a las plagioclasas.
II.5.- Zonación
Dentro de los depósitos tipo IOCG la zonación es muy característica del centro hacia afuera, donde la alteración
sódica-cálcica se puede localizar en el rango de 5 a 10 kilómetros de profundidad con temperaturas cerca de los
600° centígrados, la alteración potásica es mas afín, que con lleva cuerpos de magnetita, con temperaturas que
oscilan entre 200° C a < 400°C que se consideran de baja temperatura, si se encuentra la alteración potásica esta
debe estar asociada con cuerpos de hematita. Conforme la temperatura va decreciendo se observa la alteración
propilítica y al final se observa vetas epitermales con temperaturas menores de 100° C. Los fluidos que aportan
los metales son fluidos magmáticos ricos en Fe, Na, K, Cu, Au, mientras que los fluidos magmáticos que han
interaccionado con la corteza aportan Fe, K, Ca, Cu, Au, U, REE Richards et al, 2013.
II.7.- Clasificación
Se clasifican por separado de otros grandes yacimientos de cobre relacionados, tales, como los depósitos de tipo
pórfido de cobre y otros depósitos de pórfidos de metales principalmente por sus acumulaciones considerables
de minerales de óxido de hierro con una asociación de intrusivos tipo félsicos intermedios.
Su clasificación es relativamente simple ya que es composicional: fierro+cobre+oro, muchas veces no hay
zonificación metálica dentro de los depósitos IOCG, estos tienden a acumular su mineralización en fallas
epigénetica distales a la intrusión de origen, mientras que los pórfidos se alojan dentro de los cuerpos intrusivos.
A continuación se describirán algunos tipos de yacimientos que tienen similitud con los yacimientos tipo IOCG.
1º.-Yacimientos de magnetita-apatita-ilmenita. Son menas de Fe-Ti que están asociados con rocas de
composición anortositica. El origen de este tipo de yacimientos es magmático, con un mecanismo de formación
por inmiscibilidad de líquidos.
2º.- Yacimientos de magnetita-apatita sin Ti. Están asociados principalmente en rocas volcánicas y son
llamados también yacimientos tipo Kiruna. El origen de este tipo de yacimiento es un poco controversial, ya
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que tiene origen de coladas de lava de magnetita, con edades desde el Proterozoico temprano hasta el Terciario
tardío. Estos yacimientos parecen haber sido formados de líquidos ricos en hierro y fósforo, que han sido
inyectados a profundidad o expulsados sobre la superficie terrestre. En cuanto su mecanismo podría generarse
por magmas ignimbriticos, depósitos de ceniza de caída libre, lavas y diquestratos, depósitos sedimentarios
exhalativos, lateríticos, detríticos y por reemplazamiento hidrotermal y formación en vetas. Cada uno de estos
tipos de depósitos presenta diferentes características de relaciones de campo, tanto como texturales y de la
composición de elementos traza.
3.- Yacimientos tipo skarn de hierro. Se presentan en ambientes geológicos que varían desde edades
Precámbricas a Terciario tardío, están relacionados con actividad magmática-hidrotermal asociados con un
plutonismo diorítico a granodirítico en cinturones orogénicos, la característica principal de este tipo de
yacimiento es la presencia de una ganga de grano grueso rico en hierro, así como la presencia de una mezcla de
silicatos de Ca-Mg-Fe-Al, los minerales económicos pueden ser Au, Ag, Cu, Zn. En cuanto su ambiente
tectónico se asocia a arcos de islas en donde predominan las dioritas-andesitas; en los skarn de W, Cu, Pb-Zn
predomina en los márgenes continentales con rocas granodioritas y cuarzomonzonitas, y para los skarn de Sn-W
a zonas postorogénicos o anorogénicos.
4.- Los yacimientos tipo pórfido de Cu o Depósitos de Cu-Fe y Mo. Comúnmente tienen importantes valores
económicos, estos ocurren al inicio de una temperatura > 600°C, con una salinidad entre 2-10 wt % NaCl
Equiv., los fluidos magmáticos metalíferos, comienzan a enfriarse junto con la precipitación de Cu a
temperaturas máximas entre 425° y 320° C, coincidentemente este rango de temperaturas corresponden a la
transición frágil-dúctil para rocas silicatadas, al punto en que el SO2 aun esta disuelto en el fluido del magma y
comienza a desproporcionarse en H2S y H2SO4. En consecuencia la combinación de la reducción de la
solubilidad de Cu, incrementa la permeabilidad y la porosidad permitiendo la disolución de cuarzo y una nueva
disponibilidad de la reducción del sulfuro a la precipitación de sulfuros de Cu-Fe, sobre una estrecha relación de
rangos de temperatura y por lo tanto un intervalo de profundidad, dentro de la zona de cúpula de la intrusión
magmática. En cuanto a la alteración hidrotermal, la zona potásica se encuentra encima del punto de
deposición de los sulfuros de Cu-Fe, muy cerca de las condiciones neutrales de acides, además es caracterizado
por la formación de minerales secundarios como biotita, feldespato potásico y magnetita.
Las temperaturas del fluido caen debajo de los 350° C lo que incrementa una desproporción del SO2 de ácido
sulfúrico a H2S, haciendo más acido el sistema donde la alteración fílica ocurre con la destrucción del
feldespato y con precipitación de abundante pirita. Durante el enfriamiento e incremento de la acides la
alteración hidrotermal argílica evoluciona a argílica avanzada y se presenta con minerales como caolinita para
el caso de argílica y alunita + caolinita + diáspora como alteración argílica avanzada. Así, los sistemas
epitermales de alta sulfuración con mineralización de Cu-Au podrían ocurrir en asociación con una alteración
argílica avanzada a niveles someros y encima del sistema de pórfido (PC), y para el caso de los sistemas
epitermales de sulfuración intermedia con mineralización de vetas de Pb-Zn-Ag-Au que ocurre de manera muy
distal (Sillitoe et al., 2003). La diferencia de estos yacimientos (PC) con los depósitos tipo IOCG, se encuentra
en: están asociados a procesos de subducción o postsubducción donde los magmas asociados son ricos en
sílice, donde las rocas van desde granitos a granodioritas, los depósitos de estos son por reemplazamiento
magmático-hidrotermal, donde la alteración de la magnetita se da en la etapa temprana, con la asociación de
pirita + calcopirita +oro + magnetita masiva y se forman a niveles corticales medios, con salmueras
19
hipersalinas, con evidencia de mezcla de fluidos, además los cuerpos se manifiestan con altos niveles de
brechamiento.
Para la clasificación de los depósitos tipo IOCG se deben observar sus características ya mencionadas y sus
asociaciones tales como:
1º.- La asociación de metales mayores los cuales para este caso son Fe, Cu, Au exclusivamente estos tres
metales, si existiere otro mineral entraría a otra clasificación la cual no se discute en este trabajo.
2º.- Presentan una posible asociación con metales menores como: U, REE, Co, Bi, Ag, P. El contenido de
sulfuros en estos tipos de depósitos son relativamente menores ya que se encuentra en un sistema epitermal de
bajo a intermedia sulfuración.
3º.- Los depósitos de minerales económicos son exclusivamente magnetita, hematita, calcopirita, bornita,
calcosita diagénetica, uraninita, cofinita, sulfarseniuros y apatito.
4º.- La composición de los fluidos primarios de la mineralización son H2O- CO2-NaCI-KCl-Ca-Cl2 (10-50 wt%
NaCl equivalente).
5º.- El estado de oxidación y el pH del yacimiento tienen que estar en un estado de oxidación y un pH neutro o
moderadamente acida.
6º.- El magma está asociado a procesos de subducción, transtensión, anorogénicos, orogénicos, intracratónica,
rifts intra-arco, arcos magmáticos y cuencas de tras-arco.
7º.- La fuente de los fluidos mineralizantes magmáticos, comúnmente es una interacción con los fluidos de la
corteza (meteóricos a salmuera), y la alteración geoquímica que se produce en este tipo de yacimientos son: Na-
K-Fe-P-Ca-SiO2-CO2-F.
8º.- En cuanto a la alteración de alta temperatura corresponde al rango de > 400 °C y fluidos ricos en Na y se
tiene un ensamblaje de albita, escapolita, anfibolita, piroxeno, cuando son ricos en Na-Ca-Fe: el ensamblaje es
de actinolita, apatito, feldespato alcalino. En cuanto la alteración de la mineralogía a baja temperatura < 350 °
C, cuando son ricos en K-Fe su ensamblaje es de feldespato potásico, magnetita, biotita, anfibolita, cuando son
ricos en K-Fe-Ca-CO2 su ensamblaje es de hematita, sericita, clorita, epidota, carbonatos, cuarzo. La extensión
de la alteración de altas temperaturas se da en un rango de 1 a 7 kilómetros de profundidad.
9º.- Su ambiente epitermal es totalmente de intermedia a baja sulfuración, la profundidad de formación se dan
desde superficiales hasta los 5 kilómetros de profundidad, en cuanto a su metamorfismo regional es de bajo a
alto grado.
10º.- La asociación de magmas es estrictamente calco-alcalino a medianamente alcalino, y en cuanto a sus
edades existen desde el Precámbrico al Terciario.
20
II.8.- Génesis
La mayoría de los yacimientos IOCG, están ubicados en zonas de tectónica extensional y se relacionan
íntimamente con rocas intrusivas. Sin embargo, en la mayor parte de los depósitos más pequeños o en las
porciones “distales” de los sistemas mineralizados más grandes no se presenta relación directa con rocas
intrusivas.
La generación de los magas son por el procesos de subducción y post subducción y éstos se asocian a
variedades de tipos de yacimientos minerales, como conocidos tenemos: depósitos tipo pórfidos relacionados
con skarn, reemplazamientos y depósitos epitermales, además de depósitos tipo IOCG.
El agua que genera los depósitos tipo IOCG es de origen magmático, comúnmente hay una interacción con los
fluidos de la corteza (meteórico a salmuera). Para los depósitos IOCG se puede hacer una revisión del arco
magmático y los procesos litosféricos: En los sistemas de arcos maduros donde la litosfera oceánica es de una
edad aproximada de 25 Ma. y comienza a hacer subducida, la corteza oceánica empieza a deshidratarse dando
un incremento al metasomatismo y una fusión parcial de la cuña del manto astenosférico, este domina el
proceso de la génesis en un arco magmático (Tatsumi, 1986, 1989; Peacock, 1993; Schmidt and Poli, 1998;
Bourdon et al., 2003; Grove et al., 2006, 2012).
Cabe recordar que el descubrimiento de Olympic Dam (Haynes, D. 1995), llevó al reconocimiento de los
depósitos de óxidos Fe Cu-Au como una clase aparte. Existe debate si son un solo tipo de depósitos o
variaciones ricas en óxido de Fe de otros tipos de depósitos, así Sillitoe (2003) los denomina como depósitos de
Fe-apatita del mismo clan que los de Fe-Cu-Au pero como un miembro extremo deficiente en Cu, aunque los
cuerpos a óxidos de Fe-Cu-Au son más someros que los de óxidos de Fe-apatita; típicamente muestran un
núcleo de óxido de hierro que puede ser magnetita y/o hematita.
II.9.- Ejemplos de IOCG en el mundo
a) Olympic Dam
El descubrimiento de Olympic Dam (Australia) en 1975 y su posterior explotación en 1983 llevó al
reconocimiento de los depósitos de óxidos de Fe con Cu-Au como una clase aparte y produjo el interés de
exploración y en la redefinición tipológica de estos yacimientos. Este depósito está localizado en el margen
oeste del cratón de Gawler, el basamento cristalino de este distrito es de una edad del Mesoproterozoico y está
cubierto aproximadamente por >200m de rocas del Neoproterozoico, Cámbrico y sedimentos más jóvenes. La
litología más vieja conocida está intensamente deformada y está representada por granitoides que se emplazaron
entre 1850 ± 3.5 y 1860 ± 4 Ma. Las rocas del Paleoproterozoico y Arqueano no se han observado directamente
en la región pero son inferidas por modelos geofísicos. El basamento ha sido inferido para comprender el Grupo
Wallaroo, que consta de un paquete de composición diversa de rocas meta sedimentarias que se depositaron
entre ~ 1740 y ~ 1760 Ma. Este grupo comprende metalutitas con delgadas bandas feldespáticas ricas en
biotita, rocas metacarbonatadas, con menor formación de bandas de hierro y una rara roca metapeletica
21
carbonatada. Debajo de estas rocas se encuentran rocas de composición meta-arcósica de color rojo, con edades
máximas de deposición de ~ 1850 a 1855 Ma. Estas representan la parte inferior del Grupo Wallaroo. La única
roca ígnea de este grupo es un leucogabro que contiene zircones con edades 1764 ± 12 Ma. La edad del
metamorfismo y la deformación del Paleoproterozoico en el distrito de Olympic Dam corresponde a la orogenia
Kimban, los efectos de ésta fueron dispersos al este del cratón de Gawler alrededor de 1700 a 1730 Ma. El
basamento Paleoproterozoico fue discordante, plano y esencialmente sin metamorfismo en las unidades de
Gawler. Grandes volúmenes de volcanismo félsico bimodal se presenta en la provincia.
Alteración y mineralización.
La llave para la alteración hidrotermal y la mineralización en Olympic Dam es el conjunto de minerales como
magnetita-feldespato alcalino-silicato + sulfuros de Fe-Cu y hematita-sericita-clorita-carbonato + sulfuros de
Fe-Cu + U y REE. (Denominada alteración hematitica). La alteración magnetita-biotita se observa como un
conjunto, las asociaciones de alteraciones ocurren tanto en las vetas como también en reemplazamiento de la
roca encajonante. El ensamblaje de magnetita-feldespato-calco silicato está subdividido en dos tipos: una
alteración compuesta por magnetita-albita-calco silicatos (Fe-Na-Ca) y la otra compuesta por un
enriquecimiento en K (en el caso del feldespato K es remplazado por albita). La asociación de magnetita-
Feldespato potásico y calco silicatos es ilimitado en el conjunto de magnetita que es el soporte dominante en los
sistemas IOCG. Los calco silicatos son generalmente actinolita o diopsida; los minerales presentes en ambos
conjuntos de magnetita, que ocurren como trazas de cuarzo, pirita, apatito, titanita, calcopirita, escapolita y
allanita. Generalmente la hematita reemplaza la magnetita preexistente a diferentes grados.
b) La Candelaria Punta de Cobre
El depósito la candelaria punta de cobre en Chile, se encuentra a lo largo del margen del este de la costa cerca
del batolito Copiapó, en Chile. Forma parte del grupo de depósitos tipo IOCG. Los depósitos están localizados
al este cerca de la ramificación de la zona de la falla Atacama, la cual se extiende más de 1,000 km. a lo largo
de la costa Chilena. La zona de la falla de Atacama está ligado a un sistema de fallas de subducción de arco
paralelo que ha estado activo por lo menos desde la época Jurásica. Este sistema de falla controla la
mineralización de muchos de los depósitos en Chile. Los depósitos de Cu-Au-Zn-Ag en La Candelaria Punta
del Cobre se encuentran hospedados en rocas volcánicas y volcanoclásticas, adyacente a plutones del Cretácico
temprano.
Las rocas estratificadas expuestas en esta área representan facies de transición a arcos volcánicos continentales
hacia el este y noreste, hacia el este y suroeste de la cuenca hay evidencia de un tras arco marino somero. La
sedimentación en la cuenca del tras arco comienza en el Cretácico temprano con depósitos de la parte superior
de la formación Punta del Cobre que está representada por rocas volcánico-volcanoclásticas, las cuales
sobreyace a rocas carbonatadas del Grupo Chañarcillo. La inversión de la cuenca comienza en el Aptiano y
eventualmente tiene como resultado la erosión parcial de la secuencia del tras arco. Los plutones granitoides
que están intrusionados en los depósitos del tras arco en la porción oeste del área causando una extensiva
aureola de metamorfismo de contacto. El batolito consiste en severas intrusiones de composición calco alcalino
del rango de diorita a cuarzomonzonita.
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Mineralización y alteración
En el cinturón de Punta del Cobre, el mineral de cobre se encuentra tanto en vetas masivas, en la matriz de las
brechas hidrotermales, como vetillas discontinuas, diseminación en la roca huésped o superpuesta en
remplazamiento de cuerpos de magnetita masiva, y cuerpos concordantes con la estratificación. Los mantos
comúnmente están sobreyaciendo las vetas o cuerpos de brechas. Los cuerpos mineralizados subveticales están
emplazados a lo largo del noroeste y muchos están confinados a la unidad Gerald-Negro. Esencialmente la
mineralización consiste en magnetita y/o hematita, calcopirita y pirita, en algunas zonas muy locales se tienen
pirrotita, esfalerita, trazas de molibdenita y arsenopirita. El oro nativo ocurre en micro inclusiones en la
calcopirita. Los minerales desarrollados en la zona supergénica y en la zona de enriquecimiento incluyen
malaquita, crisocola, calcosita y covelita. El mineral de ganga consiste en cuarzo y anhidrita. La alteración
potásica se muestra por: albita-clorita + calcita + cuarzo; La albitizacion está mostrada por un ensamblaje de
pirita + trazas de calcopirita y/o diseminación de hematita.
III.- GEOLOGIA REGIONAL Y LOCAL
III.1.- Geología Regional
Como ya se mencionó, los primeros trabajos geológicos estratigráficos de áreas aledañas fueron realizados por
Grijalva y Cubillas (1990), quienes describen dos secuencias (caliza arcillosa y argilitas en la base y caliza,
dolomía y caliza fosilífera) del Albiano medio. Posteriormente Grijalva-Noriega (1991) y Grijalva (1994)
enfocaron sus trabajos a la prospección de yacimientos minerales, mientras que el de Grijalva-Noriega se
enfocó en la estratigrafía del Cretácico de Sonora y áreas adyacentes y posteriormente en el 2000, Monreal y
Longoria (2000a-b y 2001), y Santa María y Monreal (2002a y 2002b) realizaron trabajos enfocados a la
estratigrafía de la Sierra Los Chinos (entre Tecoripa y Río Yaqui) aledaña al área de éste trabajo, donde
concluyen que la secuencia está relacionada con la estratigrafía del área de Lampazos y relacionada
paleogeográfica y tectónicamente con el Cinturón Tectónico de Chihuahua.
La zona minera se encuentra en los límites entre la Sierra Madre Occidental (SMO) y la zona de Cuencas y
Sierras. La característica geomorfológica más evidente es un sucesión de sierras alargadas afectadas por grandes
fallas regionales de rumbo preferencial noroeste-sureste y truncadas por fallas de orientación noreste-suroeste y
ocasionalmente por fallas casi este-oeste, esta orientación es típica en esta región y es atribuida al último
régimen distensivo del Paleógeno que dislocó las unidades pre terciarias borrando gran parte de los eventos
tectónicos anteriores. La estratigrafía que afloran en el área de estudio está constituida por secuencias
sedimentarias del Cretácico Inferior, Cretácico Superior y magmatismo del Paleógeno. La primera secuencia la
constituyen las formaciones Agua Salada, Lampazos y Los Picachos (Monreal y Longoria, 2000b) en lo que en
este trabajo se llama “caliza Cretácica”.
La segunda secuencia del Cretácico Superior está constituida por rocas vulcanosedimentarias (Formación
Tarahumara, que no aflora en el área), estas están intrusionadas por rocas plutónicas (granitos y diques), y
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sobreyacidas por una secuencia volcánica compuesta de rocas volcanoclásticas y volcánicas características de
la SMO que localmente cubren la mineralización.
III.2.- Geología Local
Como basamento local aflora una secuencia de calizas de color gris oscuro con estratificación delgada, lutitas
de color gris oscuro y algunas capas de areniscas del Cretácico Inferior denominada Formación Lampazos la
cual fue originalmente definida en la literatura por Solano- Rico (1970), posteriormente por Herrera y Bartolini
(1983) y más tarde redefinida por González (1988) y Monreal y Longoria (2000a). Del Cretácico Superior al
Oligoceno las rocas preexistentes fueron afectadas por cuerpos intrusivos de composición gabroica de
hornblenda y biotita, diques porfídicos de composición riolítica que cortan las unidades anteriores. Durante el
Paleoceno-Eoceno se deposita discordantemente una secuencia de rocas volcánicas piroclásticas compuestas
por ignimbritas de composición riolítica y tobas riolíticas que afloran principalmente en la porción Sur y
Norponiente. El Servicio Geológico Mexicano (2000) realizo la Carta del Campo Magnético total “El Yerbanis
H12D-38”, Escala 1:50,000, en la que se observa claramente una anomalía magnética que se extiende en los
cuerpos intrusivos, con altos contenidos de minerales ferromagnesianos como magnetita.
En la zona se tienen diferentes sistemas de fracturas: A).- Fracturamiento principal de un rumbo que varía de
N51º-68ºE y una inclinación de 66º-86ºSE paralela al fallamiento al sur de los lotes; B).-Sistema de fracturas de
rumbo N40ºº-65ºW y una inclinación de 54º-70ºNE al noreste de los lotes y C).-Sistema de rumbo N10º-45ºW y
una inclinación de 60º-85ºSW al oeste de los lotes.
Figura 7.- Geología Regional del depósito de Guaynopa.
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Figura 8.- Geología local del depósito de Guaynopa. Donde Oig= rocas volcánicas del oligoceno, Ki= rocas intrusivas del Cretácico inferior,
Ks= Calizas del Cretácico superior. Tomado de Camprubí et al., 2012, modificado.
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Figura 9.- A) Sección A-A’ con rumbo 60° NW con vista al NE, B) Sección B-B’ con rumbo 45° NW con vista al NE. Escala horizontal 1:250
y escala vertical 1:500.
IV. - RESULTADOS
IV.1.- Petrografía del intrusivo
Según Romero Rojas (2015), en el yacimiento de Guaynopa se encontraron rocas de composición Gabroica la
cual presenta una textura hipidiomorfa además se puede distinguir su grado de cristalinidad holocristalina. Sus
fenocristales esenciales son plagioclasas las cuales la andesina es mayor que la oligoclasa, además que tiene
poca presencia de cuarzo, en cuanto a los minerales accesorios están conformados por hornblenda, biotita y
clinopiroxeno; presenta una fuerte alteración hidrotermal compuesto por sericita y en menor proporción clorita y
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minerales opacos como ilmenita. La Plagioclasa presenta cristales prismáticos euhedrales a subhedral con
tamaños que oscilan entre los 0.5 a los 3 mm., algunos fenocristales muestran maclado tipo albita Carlsbad,
debido a la alteración hidrotermal en toda la lámina los cristales de plagioclasas se encuentran remplazados por
sericita. Los cristales de hornblenda se encuentran formas prismáticos subhedrales a anhedrales, presentan
tamaños que varían entre 3 a 6 mm. y en ocasiones se encuentran en arreglos glomeroporfídicos y muestra
crucero perfecto en dos direcciones ocasionalmente se puede apreciar inclusiones menores a los 2 mm. de
plagioclasa; su abundancia es del 15% del total de la roca.
Los cristales de biotita presentan formas subhedrales con tamaños que oscilan entre los 0.1 a 1.5 mm.,
ocasionalmente se observa inclusiones de minerales opacos e intercrecimientos de clinopiroxeno, rara vez se
encuentran alterados a sericita. Para los cristales de Clinopiroxeno muestra cristales anhedrales menores a 1
mm., regularmente se encuentran alterados por hidrotermalismo y formando agregados. Su presencia es escasa
en las tres muestras con un volumen total del 1% al 2%. El cuarzo presente muestra cristales anhedrales en un
rango menores a 0.3 a 0.5 mm., frecuentemente se encuentra fracturado y ocupando los intersticios de las
plagioclasas, ocasionalmente muestra extinción ondulosa. Se encuentra escaso en todas las muestras y su
proporción es menor al 1% de la totalidad de las muestras. Se observan cristales opacos de Ilmenita mostrando
textura simplectítica la cual presenta aspecto vermicular y en intercrecimientos en algunos de los cristales. Su
volumen total con respecto a las muestras es del 1%. Cabe mencionar que todas las muestras presentan zonas
con fuerte alteración hidrotermal de sericita + clorita.
Las rocas gabroicas las cuales en general presentan una textura hipidiomorfa a excepción de la muestra con
nomenclatura M18 la cual presenta textura alotriomorfa, todas las muestras presentan grado de cristalinidad
holocristalino. La mineralogía presente corresponde a Plagioclasas (labradorita>>Bytownita) en mayor
abundancia y escasos cuarzos, seguidos por cristales accesorios como Biotita, Clinopiroxeno, Hornblenda,
dentro de los minerales de alteración se observa una fuerte alteración Sericita e intercrecimientos de cristales
opacos de Ilmenita ocasionalmente en intersticios de las plagioclasas. Las Plagioclasas son losl fenocristalales
de mayor abundancia, se muestra en cristales prismáticos euhedrales con tamaños que oscilan entre los 0.5 a 2
mm., éstos presentan maclado tipo albita-Carlsbad, ocasionalmente en los fenocristales se observa zoneamiento
y bandas de exsolución lamelar en cristales de Cpx. algunas muestras presentan una fuerte alteración
hidrotermal a Sericita lo que exhibe fantasmas plagioclasas.
Los cristales de Biotita presentan formas anhedrales con tamaños que van de 1.5 a 7mm., existen fenocristales
con inclusiones finas de Clinopiroxeno, ocasionalmente de Ilmenita. En el caso de los cristales de
Clinopiroxeno presentan formas euhedrales con tamaños que oscilan entre los 1a 5mm., algunos fenocristales
son mayores a los 9 mm., estos presentan un crucero perfecto en dos direcciones, generalmente se encuentran
fuertemente fracturados y ocurren en los intersticios de las plagioclasas.
Los fenocristales de hornblendas presentes son relativamente escasos. Estos cristales tienen formas euhedrales a
subhedrales con tamaños que van de 3 a 5mm. Tienen un crucero perfecto en dos direcciones, generalmente
muestran inclusiones de minerales opacos que se constituye de Ilmenita Los cristales de Cuarzo se observan en
formas anhedrales y con tamaños con un rango de 2 a 4mm., algunos cristales están fuertemente fracturados y
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en algunos casos muestran extinción ondulosa. Los fenocristales de hornblenda se encuentran en una
proporción menor al 1% del total de la muestra.
Los cristales con formas anhedrales de Ortopiroxeno tiene un tamaño de 0.5 a 1 mm. y los cristales
subhedrales de Esfena tiene un tamaño menor a 0.5 mm. , ambos cristales se encuentran una proporción menor
al 1% del total de la muestra, la muestra que identificada con el nombre Grano 7 muestra cristales de Olivino
con formas subhedrales con un fuerte fracturamiento además que tiene un rango de tamaños que oscilan entre
0.5 a 1 mm. en proporciones menores al 2% de la muestra.
Con las muestras tomadas del intrusivo y sus características petrográficas se realizó una síntesis que se muestra
en la tabla 1.
TABLA SINTÉTICA DEL ANALISIS PETROGRAFÍCO DE GUAYNOPA.
MUESTRA TEXTURA M. ESENCIALES ACCESORIOS SECUNDARIOS (ALTERACIÓN HIDROTERMAL)
1 Granular Oli, And Opx, Cpx, Hnb, Zir, Esf Mus, Cl, Ep, Qz, Ser, Bi
2 Pilotoxitica Oli, And Hnb, Bt, Zir, Esf Ser, Cl
3 Pilotoxitica Oli, And Hnb, Cpx, Zir, Esf Ca, Ser
4 Granular Oli, And Hnb, Bt, Zir, Est Ser, Cl
5 Granular Oli, And Opx, Cpx, Bt, Hnb Ser, Ep, Cl, Ca
6 Granular And, Lab Hnb, Bt, Px Ser, Ep, Cl
7 Granular And, Lab Px, Hnb, Bt ------------
8 Pilotoxítica Oli, And Hnb, Bt, Zir, Esf ------------
