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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.
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.
i
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.
.
Palabras clave: Guaynopa, IOCG, Cu, Au, Fe, mantos, diseminado, vetas
ABSTRACT
IOCG deposits are important for their enrichment in metals Cu, Au and Fe. These deposits originates from
rocks of gabbroic to dioritic composition related to unevolved magmas with high contents of volatile elements
such as P, F, Cl, which help to decrease the melting point and the magma density, leading to increased magma
mobility and emplacement as intrusive bodies. Understanding the origin of this kind of deposit is of
fundamental importance in two aspects: First for economic, for Au-Cu contents, and second it can lead to new
exploration strategies.
The IOCG of Guaynopa, Chihuahua, is located at the boundary between the Sierra Madre Occidental and the
Basin and Range area where local basement exposures consist of a sequence of dark gray limestone with thin
banded, Lower Cretaceous dark gray shale’s and some layers of sandstone, Training called Lampazos unit ,
which is intruded by gabbroic bodies and rhyolitic porphyry dike. And finally an uncomfortably suprajacent
succession of Paleocene to Eocene pyroclastic volcanic rocks composed of rhyolite ignimbrites and tuffs. The
mineralization consists of mantos, veins and disseminated deposits, with primary minerals such as chalcopyrite,
bornite, gold, iron oxides (hematite + magnetite), traces of sphalerite and silver, and secondary minerals and
supergene enrichment consisting of chalcocite, covelite, malachite, azurite and chrysocolla.
The geotectonic context of the Guaynopa IOCG includes a magmatic arc, which was emplaced on top of the
crust above the subduction zone in a typical Andean margin, in this manner the laramide deformation and
magmatism produced by subduction generated intrusive basic composition. It is inferred that the magmas that
reached the upper crust from the subduction zone were relatively oxidized and controlled the solubility of the
sulfides (copper and siderophile elements).
The principal metallogenetic pulse of the IOCG occurred during the Laramide event (95-40 Ma), indicated by
ages of fuchsite mica in the intrusive gangue.
Keywords: Guaynopa, IOCG, Cu, Au, Fe, Mantos, Disseminated, Veins
CONTENIDO.
LISTA DE FIGURAS ............................................................................................................................................. 3
LISTA DE TABLAS .............................................................................................................................................. 6
INTRODUCCIÓN .................................................................................................................................................. 7
I.- GENERALIDADES........................................................................................................................................... 7
I.1.- Objetivos ..................................................................................................................................................... 7
I.2.- Antecedentes .............................................................................................................................................. 7
I.3.- Localización ................................................................................................................................................ 8
II.- GENERALIDADES DE LOS YACIMIENTOS TIPO IOCG ......................................................................... 9
II.1.- Contexto geotectónico ............................................................................................................................... 9
II.2.- Morfología .............................................................................................................................................. 14
II.3.- Alteración Hidrotermal ........................................................................................................................... 15
II.5.- Zonación .................................................................................................................................................. 17
II.7.- Clasificación ........................................................................................................................................... 17
II.8.- Génesis ..................................................................................................................................................... 20
II.9.- Ejemplos de IOCG en el mundo .............................................................................................................. 20
III.- GEOLOGIA REGIONAL Y LOCAL ........................................................................................................... 22
III.1.- Geología Regional .................................................................................................................................. 22
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.4.1.- Generales ............................................................................................................................................. 39
IV.4.2.- Morfología de los cuerpos ................................................................................................................... 39
IV.4.3.- Leyes, tonelaje ..................................................................................................................................... 40
IV.4.4.- Alteración hidrotermal ........................................................................................................................ 44
IV.4.5.- Paragénesis, (opacos, microsonda) ...................................................................................................... 46
IV.4.6.- Edad de la mineralización ................................................................................................................... 53
IV.4.7.- Resultados de las inclusiones fluidas .................................................................................................. 54
1
IV.4.8.- Resultados de los isotopos estables de carbón, oxígeno ..................................................................... 56
IV.4.9.- Resultados de los isotopos estables azufre .......................................................................................... 59
V.- DISCUSIÓN ................................................................................................................................................. 62
VI.- CONCLUSIONES........................................................................................................................................ 66
REFERENCIAS Y BIBLIOGRAFIA................................................................................................................... 67
VII.- ANEXOS ..................................................................................................................................................... 80
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
Oxigeno ............................................................................................................................................................. 93
Azufre ............................................................................................................................................................... 95
Carbono. ............................................................................................................................................................ 97
2
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
3
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;
Asimilación y Cristalización Fraccionada, Opx; ortopiroxeno, Cpx; clinopiroxeno, Anf; anfíbol, Plg; plagioclasa, Fld-K; feldespato
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
37
39
39
36
40
36
40
Figura 23.- a) espectro de edad, b) ArCa / ArK, contra la fracción de Ar, c) Ar/ Ar Vs diagrama de correlación Ar/ 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
4
13
18
Figura 26.- Gráfica de δ CPDB y δ 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
13
fracción del carbono. La tendencia del grafito muestra cualitativamente el efecto de los valores de δ C de las calcitas con el
13
intercambio empobrecido de C. la leyenda M-I es la interacción progresiva de aguas magmáticas y de carbonatos con la
13
18
tendencia de δ C- δ O. Valores de interacción agua-roca de las curvas mostradas en la gráfica como ( ) Medidos en relación
13
de masas. Para el cálculo de la interacción de los fluidos magmáticos y rocas carbonatadas, T= 450°C, mármol inicial (δ C=3.5;
18
13
18
δ O=+25, aguas magmáticas (δ C= -8; δ O= +6). ..................................................................................................................... 58
34
Figura 27.- Gráfica comparativa de la posición de los contornos de δ S H2S con los campos de estabilidad de minerales de Fe-S-O y
34
34
barita. Para una temperatura a 150° y 350°C. En los contornos de δ S H2S los valores en paréntesis son para H2S a δ S = 0%,
2+
-4
los límites de los minerales de Fe-S-O en ƩS= 0.001 moles/kg H2S, barita soluble/limite insoluble en mBa - mƩS= 10 , 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.
........................................................................................................................................................................................................ 83
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.
........................................................................................................................................................................................................ 83
Figura 32.- Cicatrización de una fractura en un cristal de cuarzo que da lugar a la formación de inclusiones secundarias. Si este
proceso ocurre al tiempo que desciende la temperatura, las inclusiones individuales pueden tener relaciones gas/líquido
variables. ........................................................................................................................................................................................ 84
Figura 33.- Bosquejo de una vista hipotética dentro de un cristal que muestra inclusiones primarias (p), secundarias (s),
pseudosecundarias (ps) e inclusiones de origen indeterminado (i). Tomada de Goldstein (2003) ............................................... 85
Figura 34.- Clasificación de las IF en función de las fases principales presentes: Tipos de inclusiones a: L= líquido, V = vapor, C =
fluidos inmiscibles (L1ac..L2co2, ch4,), S = sólido, G = vidrio, donde: h = halita, x = varios cristales a menudo no identificados y g =
vidrio............................................................................................................................................................................................... 87
Figura 35.- Ejemplo de inclusión acuosa Te: temperatura eutéctico, Temperatura Fusión del Hielo, Th: Temperatura de
Homogenización. ............................................................................................................................................................................ 88
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
18
Figura 39.- Gráfica de δD y δ 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
18
= -40 a -80 ‰; δ O = +5.5 a +9.5 ‰) (Craig, 1961; Sheppard et al. 1969). ................................................................................... 94
34
Figura 40.- δ S de varios reservorios geológicos. Modificado de Krouse, (1980). Dato de dimetilsulfuro de Calhoun et al. (1991).
Figura tomada de Seal, (2000)........................................................................................................................................................ 96
5
34
18
Figura 41.- Curvas de edad para δ S y δ 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
Robinson, (1993). ........................................................................................................................................................................... 98
13
Figura 43.- Diagrama esquemático mostrando los valores de δ C de compuestos de carbono en ambientes cercanos a la superficie.
Tomada de Ohmoto, (1986). .......................................................................................................................................................... 98
Figura 44.- Fraccionamiento isotópico del azufre durante el reciclado de los sulfatos del agua marina. Tomada de Ohmoto, (1986).
...................................................................................................................................................................................................... 100
LISTA DE TABLAS
Tabla 1.- Resumen de los datos petrográficos de las muestras de los intrusivos de Guaynopa y Guaynopita. Dónde: Oli= oligoclasa,
And= andesina, Lab= Labradorita, Px= Piroxeno, Opx= Ortopiroxeno, Cpx= Clinopiroxeno, Hnb= Hornblenda, Bt= Biotita, Zir=
Zircón, Esf= Esfena, Msv= Muscovita, Cl= Clorita, Ser= Sericita, Ca= Calcita, Ep= Epidota, Qz= Cuarzo. ....................................... 27
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
34
Tabla 13.- Muestra lo análisis de d 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
6
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 cuproaurifera 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.
7
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.
8
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
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.
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
10
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
11
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 CuAu 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.
12
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
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.
14
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
18
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: NaK-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.
19
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
20
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 magnetitaFeldespato 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.
21
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
22
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.
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.
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
25
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
26
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
HIDROTERMAL)
(ALTERACIÓN
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
------------
9
Equigranular
And, Lab
Px, Hnb, Zir, Esf
10
Equigranular
Oli, And
Bt, Hnb, Zir, Esf
Ep, Cl, Ca, Qz
------------
Tabla 1.- Resumen de los datos petrográficos de las muestras de los intrusivos de Guaynopa y Guaynopita. Dónde: Oli= oligoclasa, And=
andesina, Lab= Labradorita, Px= Piroxeno, Opx= Ortopiroxeno, Cpx= Clinopiroxeno, Hnb= Hornblenda, Bt= Biotita, Zir= Zircón, Esf=
Esfena, Msv= Muscovita, Cl= Clorita, Ser= Sericita, Ca= Calcita, Ep= Epidota, Qz= Cuarzo.
27
a)
c
b)
B
)
t
Qtz
Ch
l
Ser
Bt
Hbl
Ser
Pl
Il
Cp
x
Chl
blb
1mm
1mm
1mm
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 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.
a)
Bt
b)
Cp
x
Pl
Bt
Bt
Pl
Cp
x
1 mm
1 mm
c)
Bt
Pl
Bt
Pl
Bt
Cp
x
Es
f
d)
1 mm
Cp
x
1 mm
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
IV.2.- Geoquímica de las rocas Ígneas
De los aspectos importantes a detallar en las características distintivas del intrusivo mineralizante de Guaynopa
es la geoquímica, la cual nos dará información amplia para determinar el ambiente de formación que fue
dispuesto, las características como la génesis y los procesos que sufrió a través de su paso hacia la corteza.
La geoquímica exhibe las peculiaridades del ambiente tectónico de formación y evolución magmática que
toleró el intrusivo de la zona minera de Guaynopa. La metodología que se empleó para describir las
características geoquímicas de las muestras del intrusivo de Guaynopa fue caracterizado por un total de doce
muestras las cuales fueron analizadas por Fluorescencia de Rayos X en el Instituto de Geología de la UNAM
(ver tabla 2).
Se utilizaron elementos mayores que son utilizados de tres maneras distintas: a) clasificación de las rocas. b)
realización de diagramas de variación y c) como forma de comparación con la composición de las rocas
determinadas experimentalmente, además de usar elementos traza.
Se emplearon diversos diagramas para la clasificación geoquímica que permiten resumir dicha información. Se
utilizó el diagrama para rocas plutónicas de Cox et al (1979) adaptado por Wilson (1989), usando el álcalis total
versus sílice, las cuales corresponden a una roca gabroica, (Figura 12 ) en donde los contenidos de SiO2 se
encuentran en rangos que van desde 46.042 a 62.053%.
Según Romero Rojas (2015) los contenidos de Rb vs SiO2 se observa claramente que presentan un
enriquecimiento constante a medida que incrementa el SiO2 (Figura 13a), situación similar ocurre en Ba vs
SiO2 lo que evidencia fraccionamiento del Ortopiroxeno (Figura 13 b). Por otra parte el Sr presenta
enriquecimiento hasta 52 % (en peso) del SiO2 (Figura 13 c), finalmente Y vs Rb muestra tendencias constantes
de Y a medida que incrementa el Rb lo que muestra fraccionamiento del anfíbol (Figura 13 d). En conjunto, los
diagramas muestran asimilación y cristalización fraccionada de acuerdo con Kürüm et al., (2011).
Para determinar la naturaleza magmática del intrusivo de Guaynopa se realizaron diagramas propuestos por
Pearce et al; (1990) de La/Nb vs Ti, Th/Yb vs Ta/Yb, Zr/Yb vs Nb/Yb en los cuales se observó que las
muestras se encuentran de una manera homogénea en el campo “zona de subducción” (Figura 14 a), así como
N-MORB a excepción de la muestra L9 y CAMP lo que puede indicar cristalización fraccionada (Figura 14 b),
y corresponden al intrusivo de Guaynopita con mineralización tipo cuprífera en granitos y granodioritas y los
resultados se presentan en todos los diagramas a manera de referencia y comparación. En el diagrama de Zr/Yb
vs Nb/Yb las muestras graficadas cayeron entre los campos de N-MORB y E-MORB (Figura 14 c). los
diagramas de discriminación tectónica se emplean principalmente para saber la evolución de los magmas en un
determinado ambiente tectónico esto en base a la interpretación de las tendencias dadas por los elementos traza
por si mismos o en combinación con óxidos mayores.
29
Tabla N.2 Elementos mayores (% en peso) y traza (ppm) de roca total de los intrusivos de Guaynopa/Guaynopita
Óxidos mayores (% en peso)
Muestra
Grano 6
Grano 7
Grano 8
Grano 9
U2
INT64
L15
M18
3MNUM1
CHAZV3
SiO2
51.963
49.565
53.92
49.297
49.006
51.137
51.912
45.221
47.478
46.042
Al2O3
9.865
16.388
16.715
17.244
17.251
17.609
15.162
10.486
16.159
17.582
Fe2O3
10.533
10.035
7.887
9.197
10.009
9.804
7.803
11.374
12.764
9.336
MgO
0.202
0.157
0.139
0.171
0.168
0.165
0.127
0.173
0.141
CaO
12.1
9.541
7.083
8.949
8.771
8.938
6.866
15.326
Na2O
1.432
2.482
3.214
3.035
3.047
2.766
2.378
K2O
1.109
2.067
2.19
1.394
1.872
1.995
TiO2
1.044
0.89
0.707
0.751
0.986
P2O5
0.302
0.498
0.466
0.603
MnO
0.202
0.157
0.139
Total
100.111
99.553
99.773
L9
78.39
5
12.30
3
CAMP
0.639
16.943
0.163
0.011
4.667
9.06
11.243
0.923
0.061
1.062
1.891
2.185
3.319
2.162
2.217
0.565
1.742
0.954
4.49
2.496
0.954
0.607
1.275
0.876
1.1
0.04
4.683
0.51
0.497
0.368
0.425
0.35
0.451
0.006
2.496
0.171
0.168
0.165
0.127
0.173
0.141
0.163
0.011
0.185
99.282
99.936
100.03
99.151
99.913
99.555
99.966
100.5
2
100.079
63.308
0.51
Elementos traza (ppm)
Ni
Cr
Co
Cs
V
Ba
Rb
Sr
Zr
Nb
Ga
Cu
Zn
Pb
Hf
Ce
Th
Be
89.4092
115.22
77.392
101.96
35.922
33.421
229.6
128.7
81.509
51.6854
284.507
227.15
158
153.1
85.516
80.209
355.46
368
160.287
100.4
41.5189
35.29
23.916
28.55
28.911
27.005
32.141
47.497
29.1943
35.958
3.88736
3.8018
6.0662
2.8466
8.7259
2.8225
5.7425
2.0252
9.86608
7.65926
341.187
274.56
195.43
251.83
292.72
267.63
182.43
479.26
254.709
387.077
377.456
383.59
609.31
469.15
629.82
467.78
510.9
139.09
372.85
195.312
41.7439
47.88
45.68
35.957
44.585
44.361
63.917
8.0418
60.8703
30.1919
257.966
684.85
663.13
1162.7
857.33
583.63
533.76
395.53
496.415
637.419
100.265
68.629
60.538
44.872
43.708
67.867
60.938
38.152
55.2375
23.7944
4.96725
3.0605
3.7129
2.945
2.6438
3.1787
3.8228
1.6995
2.87339
1.14383
12.1725
17.103
16.542
16.825
17.615
17.013
15.504
13.419
16.2383
18.1565
212.688
116.52
72.848
250.79
52.515
97.284
19.208
115.78
78.7606
188.66
73.872
76.968
61.566
74.096
71.888
79.264
63.824
73.715
74.5167
67.4167
5.37111
5.24
8.1663
13.199
7.5912
6.2579
6.6564
5.2284
9.53428
5.77885
3.06122
1.6964
1.5281
1.1491
1.1085
1.6544
1.4868
1.2833
1.42743
0.68361
33.5045
19.771
27.165
22.058
21.013
22.607
21.625
11.851
15.105
11.9859
2.68001
1.0477
1.5406
0.8966
0.3811
0.7256
1.5709
0.6671
0.85029
0.27654
0.8586
1.0959
1.3088
1.0522
0.9988
1.0636
1.2845
0.4204
1.13323
0.64737
2.786
7
9.856
4
0.891
5
2.213
3
5.455
2
321.6
1
138.9
6
194.7
2
61.05
7
2.231
4
13.37
6
6.175
4
8.187
5
9.692
3
3.096
1
5.295
4
15.74
7
3.040
9
35.9225
3
62.5330
1
14.4349
9
1.68702
7
90.9643
2
1286.07
4
48.5626
2
813.124
1
76.4073
9
7.89901
9
19.4699
9
11.1762
2
32.8046
50.2303
8
2.06483
6
37.0994
9
4.56875
2
1.41066
2
30
Mo
Sb
Sn
Ta
U
W
Tierras
(ppm)
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Yb
Lu
Y
1.04866
1.976
2.1321
2.7523
1.682
1.8428
2.6628
8.0158
2.7881
2.99208
0.5574
0.0861
0.2695
1.5711
0.8229
0.176
0.3739
0.3209
0.7551
0.48524
1.07315
0.7458
0.8489
0.6855
0.5586
0.7567
0.6117
0.7288
0.71093
0.43765
0.26894
0.1695
0.2245
0.1631
0.1309
0.1673
0.235
0.0988
0.17776
0.0676
0.86037
0.3235
0.4382
0.2468
0.1452
0.2199
0.4325
0.1745
0.30027
0.13152
0.6462
0.2507
0.3811
0.5269
0.2546
0.1877
0.3176
0.4429
0.30675
0.35653
13.5161
8.662
13.462
9.9574
9.4243
10.458
10.672
4.061
6.65246
4.67941
33.5045
19.771
27.165
22.058
21.013
22.607
21.625
11.851
15.105
11.9859
4.68083
2.6885
3.3592
2.9412
2.862
3.0232
2.6766
1.956
2.1004
1.84611
20.3205
12.233
13.774
12.954
12.924
13.292
11.173
10.714
9.82177
9.51541
5.26478
3.0588
3.0595
3.0831
3.1945
3.2173
2.5419
3.3664
2.58086
2.76991
1.26118
1.002
0.9954
1.0586
1.1692
1.0903
0.8701
1.0305
0.906
0.95839
5.52762
3.1933
3.0402
3.141
3.3214
3.3544
2.6193
3.863
2.8241
3.08082
0.88865
0.4903
0.4637
0.4693
0.5067
0.5139
0.401
0.5973
0.4441
0.48042
5.76007
3.0281
2.8151
2.8697
3.1322
3.1914
2.4627
3.7633
2.81879
3.08316
1.17699
0.6148
0.5799
0.5802
0.6351
0.6569
0.5124
0.7382
0.58015
0.62973
3.31752
1.6687
1.6008
1.5483
1.7211
1.8115
1.3952
1.8917
1.58214
1.66543
3.30127
1.6103
1.6086
1.4504
1.6425
1.762
1.4072
1.588
1.55576
1.51535
0.48782
0.2418
0.2448
0.219
0.2443
0.2666
0.216
0.2261
0.23494
0.22397
32.8544
16.841
16.229
15.439
17.229
18.352
14.202
19.328
15.4536
16.4859
1.327
9
0.545
9
0.291
1
0.244
1
4.038
8
0.284
2
6.11387
0.84344
3
0.60869
0.57914
1
1.14788
2
93.1635
1
Raras
6.108
2
5.295
4
0.351
8
1.374
1
0.173
2
0.176
8
0.245
4
0.032
6
20.4003
3
37.0994
9
4.72286
6
17.6944
3
3.28597
1.05835
2.71997
3
0.38670
8
2.07087
8
0.40412
8
1.10431
1
1.16661
1
0.167
0.054
4
0.129
5
0.319
7
0.080
3 0.16607
1.411 11.5461
3
7
Tabla 2.- Resultados de elementos Mayores menores y traza del intrusivo de Guaynopa.
31
Para clasificar el intrusivo de Guaynopa se utilizaron los diagramas de clasificación de Pearce et al., (1984)
donde se clasifican los ambientes de a) cordilleras oceánicas, b) Arcos volcánicos, c) intraplaca y d) tipo
colisional, en los gráficos todas las muestras están dentro de la zona de granitos de arcos volcánicos (VAG)
como se muestra en la figura 15.
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;
Asimilación y Cristalización Fraccionada, Opx; ortopiroxeno, Cpx; clinopiroxeno, Anf; anfíbol, Plg; plagioclasa, Fld-K; feldespato 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.
Los diagramas de la figura 16 nos mostraron una tendencia de enriquecimiento constante de Sm/Yb, a medida
que incrementa Ce/Sm lo que resulta una interacción de las muestras entre los campos de MORB y OIB,
según Pierce et al; (1995) ésto debido a “el enriquecimiento de contaminación cortical en la zona de
subducción”. Por otro lado, Rb/Y presenta tendencias positivas con respecto a Nb/Y, lo que demuestra un
enriquecimiento de la zona de subducción; este caso es confirmado por las muestras graficadas en el campo de
las granulitas en el diagrama de Ba/Nb vs La/Nb.
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
La clasificación química del intrusivo de Guaynopa muestra una tendencia a la serie calcialcalina, En el caso de
el diagrama La/Nb vs Ti es una evidencia hacia la zona de subducción, existe una situación similar que ocurre
en el diagrama de Th/Yb vs Ta/Yb con una tendencia en la zona de N-MORB y Zona de Subducción. . En el
diagrama de Zr/Yb vs Nb/Yb las rocas muestran tendencia hacia N-MORB Y E-MORB, según Pearce et al,
(1990 en Kürüm et al; 2011) la unión de estas áreas es por el enriquecimiento de contaminación cortical en la
zona de subducción asimismo como resultado de ambientes de arcos volcánicos como también se muestra en los
diagramas de variación de Nb/Y y Rb vs (Y+Nb) los cuales revelan el campo de granitos de arcos volcánicos
(VAG). Por su parte los diagramas de Sm/Yb vs Ce/Sm, Rb/Y vs Nb/Y, y Ba/Nb vs La/Nb mostraron tendencias
de enriquecimiento constante de Sm/Yb a medida que incrementa Ce/Sm lo que resulta que las muestras estén
entre los campo de MORB y OIB, lo que revela la contribución de las fuentes posibles de generación de los
magmas en éste tipo de ambientes, es decir de la del manto y corteza oceánica.
En Guaynopa se presentan valores de Sr = 257 a 1162 ppm, Y = 11 a 17 ppm, Yb = 0.3 a 1.7 ppm, Ni = 32 a
229 ppm, Cr = 85 a 368 ppm, y la relación de Sr/Y ≥ 68 y La/Yb ≥ 13 y La = 9 a 20 ppm, algunos de estos
valores están dentro del rango geoquímico que definen las adakitas, en este tipo de rocas destacan los valores
altos de Sr, de aproximadamente 700 ppm, y en ocasiones hasta de 2000, además de otros valores como: Y ≤
18 ppm, Yb ≤ 1.9 ppm, Ni ≥ 20 ppm, Cr ≥ 30 ppm, Sr/Y ≥ 20, La/Yb ≥ 20, los óxidos mayores (% en peso)
tienen valores de: SiO2 ≥ 56, Al2O3 ≥ 15, MgO normalmente son valores < 3, los valores de los isótopos son de
87
Sr/86Sr ≤ 0.704. Esta tipología de rocas han sido inidentificadas en ambientes intra-oceánicos y en las
márgenes continentales de las zonas de subducción, generalmente en asociación con inusuales condiciones
térmicas y geodinámicas, como resultado de tales reacciones se genera entonces, un magmatismo de tipo
híbrido tal como se interpretan las rocas intrusivas Guaynopa Guaynopita definidas como: “adakítica hibrida”
y/o Magmatismo calcialcalino híbrido.
Asimismo, los contenidos de Ni y Cr son normalmente más altos en las adakitas (≥ 24 y ≥36 ppm,
respectivamente) que en las lavas calcialcalinas normales (±8 y ±5 ppm respectivamente) (Martin, 1999). En
general, las tendencias geoquímicas sugieren que las adakitas se formaron por fusión parcial de MORB
hidratado con un residuo de granate+cpx±hnb, con poca contribución de la cuña del manto, lo cual se produjo
una fusión de naturaleza trondhjemítica alta en Al (Defant y Drummond, 1990). Las principales diferencias
entre adakitas y rocas calcialcalinas normales, estás se manifiestan en los modelos de REE y en los contenidos
de Y y Sr, por lo que estos elementos se utilizan como base en los diagramas de discriminación entre ambos
tipos de magmas. Así, es posible caracterizar ambos magmas a partir de los diagramas (La/Yb) N vs YbN y
Sr/Y vs Y propuestos por Martin, (1999) y Drummond y Defant (1990) (ver figura 17). Las adakitas han sido
indentificadas en un número de ambientes intra-oceánicos y en los márgenes continentales de las zonas de
subducción, generalmente en asociación con inusuales condiciones térmicas y geodinámicas; estas rocas son
virtualmente idénticas a las fusiones experimentales de placa.
37
Figura 17.- Diagrama Sr/Y vs Y (A) y La/Yb vs Yb normalizado (B) que discrimina magmas adakítico contra calcialcalinos de arco.
Las evidencias isotópicas nos permiten comprobar la relación genética entre la mineralización y la totalidad de
la actividad plutónica, en cuya historia de enfriamiento destaca la aparición de una extensa e intensa actividad
hidrotermal, que puede manifestar un significativo lapso metalogénico, con un potencial directamente
relacionado a la fertilidad metálica del magma.
38
IV.4.- LA MINERALIZACIÓN
IV.4.1.- Generales
La mineralización primaria en Guaynopa consiste principalmente de calcopirita, bornita, oro y óxidos de fierro
con trazas de esfalerita y plata, la mayoría son sulfatos con pocos sulfuros, en cuanto su mineralogía
supergénica consiste en calcosina, covelita y minerales oxidados de cobre como malaquita, azurita y crisocola.
La mineralización presente en el depósito de Guaynopa se comprende por una formación de cuerpos tales como
Skarn, Vetas y Diseminada.
1) El cuerpo Skarn solo lleva el nombre ya que solo existió recristalización en la caliza el cual consta de una
marmolización, se desarrolla en el contacto gabro-caliza, aquí la fertilidad metálica está representada por
mantos, la mina Tres Amigos es uno de los mejores ejemplos, el espesor promedio de los mantos es de 2 m., y
consisten fundamentalmente de magnetita + calcopirita + Oro (en electrum), así como cuprita y carbonatos de
cobre como malaquita y azurita en una ganga de granate + piroxena + fuxita + calcita + cuarzo, los cuerpos
están cubiertos por una aureola de marmolización que termina en un vetilleo irregular.
2) Vetas: Las vetas más representativas son Tres Naciones y La Libertad, esta última tiene una longitud
reconocida de 800 m. en planta con afloramiento de 600 m. a la vertical (cima de la montaña al cañón del
arroyo) y un espesor promedio de 0.80 m., está constituida principalmente de cuarzo vugular con Oro y esta
encajonada tanto en las calizas como en el intrusivo diorítico el cual está muy propilitizado por el fluido
hidrotermal, en la veta Tres Naciones los minerales de mena de la zona primaria son tetraédrita, bornita y
calcopirita, los minerales secundarios son principalmente carbonatos de cobre, tales como, malaquita y azurita.
Los minerales de plata son principalmente argentita y oro libre asociados a los sulfuros de cobre.
3) Diseminados de Oro en Stockwork: En la base del arroyo Yuta se tiene un stockwork de vetillas de cuarzo
con sulfuros de 1-2cm. de espesor (La Escondida), observándose drusas de cuarzo asociado a una alteración
argílica.
IV.4.2.- Morfología de los cuerpos
Como lo hemos leído anteriormente en la sección de ejemplos de IOCGs en el mundo estos depósitos a nivel
mundial son yacimientos de gran volumen de mineralización y alteración, pero no hay restricciones en cuanto
tamaños y formas. Gran parte de la morfología de estas menas son controladas por la roca huésped, la
mineralización en el depósito de Guaynopa ocurre en formas tales como diseminada, en vetillas, stockwork,
mantos, podemos definir tantos la morfología de los cuerpos así como la morfología o la disposición mineral.
Los cuerpos mineralizados delimitados concordantes con la dirección e inclinación de la roca encajonante se
obtendrá una morfología que encuadra a un carácter tipo manto, es decir que estos cuerpos poseen un carácter
congruente a la estratificación de la formación Lampazos y Agua salada, que estas formaciones se encuentra en
39
el contacto con el intrusivo que infrayace a toda el área del yacimiento, este cuerpo tiene un espesor promedio
de 2 metros, se identificaron los mantos Tres Amigos, Manto Las Chalas y manto Táscate.
La presencia de delgadas franjas, fracturas nos denota un criterio de incongruencia es decir que este tipo de
morfología no será concordante si no será discordante a la estratificación o al cuerpo encajonante, que podemos
tener agregados tabulares así que con esta morfología la Veta Tres Naciones y La Veta La Libertad que se
encuentra emplazada sobre el intrusivo gabroico del área del yacimiento, consta de una longitud de 800 metros
y 600 metros verticales y un espesor promedio de 0.8 metros. Con cuerpos irregulares en la zona de stockwork o
vetilleo que se localizan emplazados sobre un área específica del intrusivo que esta aledaña a la veta,
posiblemente sea el mismo evento hidrotermal. Los cuerpos mineralizados de la zona corresponden
principalmente magnetita masiva + hematita las cuales forman lentes o bolsadas irregulares pero con estructuras
tipo vetiformes o mantiformes.
IV.4.3.- Leyes, tonelaje
A través de la interpretación de las obras minera antiguas y el resultado de un muestreo de canal superficial se
puede estimar las reservas, este muestreo fue tomado en zonas de fuerte alteración y fueron ensayadas en el
laboratorio de Geoquímica de México, SA de CV arrojando los siguientes resultados:
MUESTRA
ESPESOR (m)
AU gr/t
Ag gr/t
Cu %
2101
2102
2103
2104
2105
2106
2107
2108
2109
2110
0.60
0.80
1.10
0.90
0.80
0.90
1.10
1.30
0.90
1.00
0.50
2.30
2.00
1.60
0.30
0.20
0.20
0.50
1.00
2.70
2556.00
1023.00
784.00
568.00
89.00
55.00
52.00
505.00
28.00
82.00
6.63
1.40
0.43
2.05
0.09
0.17
0.82
1.13
ND
ND
Tabla 3.- De datos geoquímicos de la veta 3 Naciones, realizado por el laboratorio Geoquímica de México SA de CV.
Por parte de la Dirección General de Fomento Económico del Estado de Chihuahua en la Evaluación efectuada
en Enero de 1994, determinaron un clavo mineral de 20 metros de longitud con una profundidad de 30 metros y
un espesor promedio de 1.15 metros se definió un volumen calculado de 2,000 toneladas con una ley promedio
de 1 gr/t Au, 2,500 gr/t Ag y 2.5% Cu. Considerando con estos parámetros que la longitud determinada de la
veta es de 350 metros, podemos considerar un recurso del orden de 30,000 toneladas.
Obras Mineras
Existen varias obras mineras, la mayoría de ellas son inaccesibles, en la porción poniente se localizan 4 pozos
de profundidad variable, parcialmente aterrados. La obra principal se ubica cercana al arroyo y corresponde a un
rebaje comunicado por un túnel con dirección suroeste, el cual fue desarrollado por la empresa Guaynopa
40
Development Company. Cerca del rebaje se localiza un Tiro también inaccesible, el concesionario menciona
que tiene más de 20 metros de profundidad y a 10 metros tiene una frente en sulfuros y fue donde se estuvo
extrayendo mineral para enviarse directamente a la Fundición de IMMSA. También en la ladera oriente del
arroyo de Guaynopa hay una zanja de donde se estuvo extrayendo mineral, 25 metros abajo se trató de colar un
crucero para interceptar este clavo mineral. (Ver figura 18)
Figura 18.- Planos que muestran planta y corte longitudinal de la veta 3 Naciones
La estructura corresponde a la de un cuerpo sensiblemente tabular con dimensiones del orden de 350 metros de
longitud, tiene un rumbo NE75°SW con inclinaciones entre 85°NW a la vertical. En donde la veta está expuesta
por obras mineras antiguas que presenta un zoneamiento horizontal, con silicificación y vetillas de tetraédrita y
trazas de calcopirita en la roca encajonante al alto de la veta con un espesor máximo de 1 metro; al centro de la
41
veta está constituida por cuarzo, con espesor del orden de 0.60 m. con una mineralización de sulfuros y un
bandeamiento de crustificación en ambos contactos con la roca y la estructura.
Existe una zona de brecha de falla con variación de su espesor que va desde 0.50 a 0.70 m. de sección. La parte
explotada por los antiguos mineros tiene un espesor promedio de 1 metro. La estructura está cortada en forma
perpendicular por un dique de composición ácida posiblemente ésta relacionado con el emplazamiento del clavo
mineral que ha sido explotado.
El SGM realizo en el 2009 un muestreo tanto en el interior de las obras como en superficie, tomando un total de
73 muestras de las cuales 36 son parte del muestreo de superficie realizado principalmente dentro del cuerpo
intrusivo y con contenido de magnetita además de 33 muestras de canal tomadas en interior de la obra o en
estructuras mineralizada. El manto de la mina Tres Amigos (ver tabla # 4) presenta un valor promedio de Oro
de 11.84 gr/Ton, 14.88 gr/Ton de Ag, y 1.54 % de cobre.
MUESTRA
ESPESOR (m)
OBRA MINERA TRES AMIGOS
Au
Ag
Pb %
g/t
g/t
Cu %
Zn %
Fe TOTAL
%
LE-12
LE-13
LE-14
LE-15
LE-16
LE-17
LE-18
TA-1
TA-2
TA-3
TA-4
TA-5
LEY MEDIA
2.0
2.0
2.0
2.0
2.0
2.0
2.0
2.0
2.0
2.0
1.4
1.2
-
9.432
21.339
29.897
8.965
27.663
17.731
25.864
0.199
0.099
0.233
0.133
0.533
11.84
1.584
2.678
3.701
1.429
2.703
5.393
0.426
0.197
0.025
0.291
0.061
0.031
1.543
0.0102
0.0126
0.0309
0.0288
0.0126
0.0190
0.0163
0.0061
0.0116
0.0089
0.0131
0.0125
0.015
18.67
28.22
38.12
51.31
41.51
40.77
27.93
4.17
6.34
13.02
6.35
7.26
23.639
5.6
10.5
12
18.6
59.3
48.2
16.3
3
1
2.4
1
0.7
14.88
0.0004
0.0021
0.0036
0.0028
0.0033
0.0030
0.0033
0.0061
0.0001
0.0019
0.0002
0.0007
0.002
Tabla 4.- Resultados de la Mina Tres Amigos. Muestreo realizado por el SGM (2009).
MUESTRA
ESPESOR (m)
OBRA MINERA LA LIBERTAD
Au
Ag
Pb %
g/t
g/t
Cu %
Zn %
Fe TOTAL
%
LL-1
LL-2
LE-21
LEY MEDIA
0.3 veta
1.5
0.3 veta
-
9.132
0.733
124.65
44,838
0.158
0.0141
0.2228
0.1316
0.0026
0.0111
0.0026
0.0054
11.56
7.707
17.1
12.122
5.6
1
92
32.866
0.0017
0.0021
0.0013
0.0017
Tabla 5.- Resultados del Muestreo de la veta la Libertad.
42
La veta la Libertad presenta valores variados (ver tabla # 5), existen tres muestras cuyos valores se presentan en
la tabla # 2, que tiene una ley media de 44.8 gr/Ton de Au, 32.8 gr/Ton de Ag, y 0.13 % de Cu. En la zona
llamada diseminado de Oro en Stockwork de La Escondida (ver tabla # 6), presenta 30.5 gr/Ton de Au.
Muestra
ESPESOR (m)
OBRA MINERA LA ESCONDIDA
Au
Ag
Pb %
Cu %
g/t
g/t
LES-1
0.4
30.496
4
0.0016
0.0196
Zn %
Fe TOTAL %
0.0038
7.562
Tabla 6.- Resultado de una muestra tomada en la cata de la Escondida.
El muestreo realizado en superficie se programó con la finalidad de buscar valores económicos en volumen ya
que el intrusivo gabroico presenta mineralización de Au-Cu, obteniéndose los siguientes resultados (tabla 7)
MUESTRA
MUESTREO DE ESQUIRLA EN SUPERFICIE
Au
g/t Ag
g/t Pb %
Cu %
Zn %
Fe TOTAL %
E-2
E-3
E-6
E-8
E-9
E-11
E-12
E-13
E-14
E-15
E-17
E-18
E-19
E-20
E-21
E-22
E-23
E-24
E-25
E-26
E-28
E-29
E-30
E-32
E-33
E-40
LE-6
LE-7
LE-8
LE-9
0.073
0.021
1.233
N.D.
N.D.
0.666
N.D.
0.022
0.026
0.255
0.029
0.011
0.021
0.014
0.029
0.023
0.036
0.061
0.133
0.039
0.343
0.032
0.029
0.021
0.017
0.062
0.166
0.799
0.833
0.366
0.0084
0.0043
0.0095
0.0112
0.0090
0.0293
0.0032
0.0081
0.0049
0.0072
0.0147
0.0063
0.0034
0.0155
0.0098
0.0067
0.0036
0.0054
0.0049
0.0118
0.091
0.0066
0.0061
0.0088
0.0050
0.0086
0.0090
0.0040
0.0042
0.0029
1.067
3.449
5.666
3.298
4.12
15.49
4.999
6.15
6.043
5.191
5.9
2.365
0.721
1.219
5.284
4.013
2.338
4.517
6.204
6.508
4.631
5.235
3.632
5.29
2.196
4.68
8.39
61.91
45.56
9.58
N.D.
1
1
1
1
6
N.D.
N.D.
N.D.
N.D.
N.D.
N.D.
N.D.
N.D.
1
1
N.D.
N.D.
1
1
3
3
6
N.D.
N.D.
N.D.
1
0.7
2.5
4.2
0.0011
0.0008
0.0008
0.0011
0.0006
0.0033
0.0012
0.0013
0.0002
0.0004
N.D.
0.0010
0.0012
0.0044
0.0012
N.D.
0.0007
0.0006
0.0003
0.0075
0.0004
0.0028
0.0012
0.0007
0.0002
0.0001
0.0002
0.0002
0.0003
0.0002
0.0178
0.0124
0.0126
0.0067
0.0473
0.733
0.0021
0.0124
0.0084
0.0205
0.0023
0.0042
0.0136
0.0054
0.0209
0.0113
0.0188
0.0098
0.0133
0.0321
0.0102
0.0144
0.0048
0.0216
0.0115
0.0030
0.011
0.059
0.155
0.973
43
LE-11
LE-19
LE-20
RE-01
RE-44
HOLLO-1
LEY MEDIA
1.066
16.031
0.433
0.099
0.199
2.899
0.7246
6
8.4
0.8
0.6
1
3
1.505
0.0033
0.0014
0.0005
0.0012
0.0010
0.0010
0.0011
0.733
0.701
0.116
0.028
0.103
1.501
0.151
0.0293
0.0235
0.0064
0.0104
0.0074
0.0056
0.0115
15.49
24.86
7.69
4.45
4.77
26.04
9.137
Tabla 7.- Resultados del muestreo en esquirlas en intrusivo.
De los datos anteriores se ha obteniendo una ley media del total del muestreo realizado de:
LEY
MEDIA
MUESTREO
DE
Muestra
Au g/t
Ag g/t
Pb %
Cu %
Zn %
Ley Media
11.96
9.854
0.0019
0.632
0.1023
Tabla 8.- Ley promedio de todo el muestreo.
IV.4.4.- Alteración hidrotermal
Las rocas intrusivas presentes en el yacimiento de Guaynopa posee fenocristales alterados que son evidencia de
la existencia de un fluido hidrotermal, en estos fenocristales tales como plagioclasas, feldespatos potásicos,
piroxenos se encuentran reemplazados por clorita, sericita, epidota, caolín, sílice y cuarzo.
En los cuerpos mineralizados se observa la influencia de los fluidos con la interacción de éstos con las rocas
dándonos como evidencia reemplazamiento de los minerales así como la adición de nuevos elementos tales
como la mica fuxita que es rica en cromo, o también en un vetilleo de calcita que se encuentra cortando los
fenocristales. Los minerales que nos evidencia la existencia de tales alteraciones se puede observar en la zona
de las vetas como una asociación de minerales como clorita + tremolita + hornblenda + calcita + pirita, dándole
una coloración típica verde de una alteración propilítica.
La presencia de arcillas tales como caolinita, sericita que se encuentran reemplazando los fenocristales de
plagioclasas nos está hablando de que el fluido se empieza hacer más ácido mostrando texturas típicas como de
exsolución y el total reemplazamiento del fenocristal que solo permanecen los fantasmas aunque este tipo de
alteración se puede dar en yacimientos tipo pórfidos al igual como en los yacimientos tipo IOCG según Richard
et al, 2013, esta alteración le da una coloración a la roca típica de una alteración argílica que en la zona está
representa por un ensamblaje de minerales como granate + piroxeno + fuxita + calcita + cuarzo + sericita, esta
alteración está presente en los mantos.
El tipo de alteración con mayor presencia es la propilítica de la que se deriva a la cloritización y tremolitización
que reemplaza a minerales ferromagnesianos como la hornblenda y se presenta en la mayor parte del intrusivo,
dándole una tonalidad gris verdosa a la roca. La alteración argílica se caracteriza en la zona de oro diseminado.
44
De acuerdo al modelo publicado por Corbett y Leach, (1998) y modificado por Camprubi et al, (2003), (ver
figura 21 y tabla 8) para los yacimientos epitermales tanto para alta y baja sulfuración se puede observar ciertos
zoneamiento desde una alteración cuarzo-sericita hasta una alteración clorita-sericita, el fluido hidrotermal de
Guaynopa va de alcalino a ácido, este fluido hidrotermal inicial según vemos las tipologías de alteración y la
asociación paragenética y comparando los resultados del yacimiento con el modelo observamos que nos
encontramos en un sistema epitermal de baja sulfuración que se va acidificando por fenómenos tales como un
aumento en la fugacidad del oxígeno y por ebullición que se evidencia por la típica textura en los cuarzos la cual
se llama vuggy, también contamos con evidencias en las inclusiones fluidas en las cuales se puede observar
CO2.
a)
a)
c)
b)
Se
Plag
Cl
Plag
Fk
300µ
600µ
e)
d)
f)
Plag
plag
Bi
600µ
600µ
300µ
g)
600µ
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 reemplazados 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
IV.4.5.- Paragénesis, (opacos, microsonda)
Para la determinación de las características mineralógicas del yacimiento de Guaynopa, se realizó un estudio
sobre las muestras con las técnicas de microscopia óptica de polarización por reflexión y microscopio
petrográfico. Los resultados muestran la presencia de 8 fases de minerales opacos y 6 fases de minerales de
origen hidrotermal (figura 20 y tabla 9).
Se observa que durante el desarrollo del skarn existió una primera etapa de mineralización de minerales opacos
que su ensamblaje es de magnetita, calcopirita, oro. Su segunda etapa que es la etapa tardía fue la
mineralización de los cuerpos vetiformes y stockwork con una mineralogía de hematita, calcita, cuarzo, pirita y
oro.
En cuanto a la paragénesis de alteración hidrotermal su primera etapa se desarrolló por feldespato potásico,
fuchsite y epidota que éstos afectaron tanto al skarn como a los cuerpos de veta y stockwork que estos últimos
no tuvieron tanta influencia. Bajo este esquema de paragénesis este conjunto de datos se pueden graficar en la
figura 21 esto con el fin de respaldar la mineralogía y observar el desarrollo del fluido que nos muestra una
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 se va desarrollando a uno más
ácido, esta flecha se construyó en base al conjunto de minerales asociados en la alteración esto según Camprubí
et al, (2003).
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
Fuxita
Tabla 9.- Tabla paragenética del depósito de Guaynopa. Medido con la temperatura de homogenización de los datos obtenidos en las
inclusiones fluidas.
47
a)
Hm
Hm
)
b)
Qz
Cpy
Hm
150µm
150µm
d)
c)
Hm
Hm
)
Cpy
Py
Qz
)
Mag
150µm
Cpy
150µm
e)
Hm
150µm
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
Microsonda electrónica
Esta metodología permitirá determinar de manera más precisa el proceso de oxidación en el depósito de
Guaynopa de acuerdo a la sucesión paragenética, es decir, definir si primero fue la magnetita y luego la hematita
y/o lo contrario.
En la actualidad el método más utilizado para un análisis químico puntual en los minerales es la microsonda
electrónica (EMPA). Los fundamentos de esta técnica analítica EMPA se fundamenta en el ataque de un haz de
electrones sobre un punto de interés. Cada elemento que constituye la sustancia que se encuentra en superficie
responde emitiendo radiaciones X en todas direcciones, cada una de las cuales tiene una energía y por lo tanto
una longitud de onda característica de un elemento (Reed, 2005; Melgarejo et al., 2010). Subsiguientemente, los
espectrómetros (WDS) que son unidades llamadas espectrómetros dispersivos en longitud de onda se encargan
de la separación de manera secuencial de las radiaciones características década elemento por su longitud de
onda, empleando cristales analizadores mediante la ley de Bragg:
n λ = 2dhkl
Donde n representa el orden de difracción; λ, la longitud de onda de una radiación determinada el espaciado
reticular de un plano {hkl} de un cristal y Θ, el ángulo de incidencia. Si se quiere separar una determinada
radiación X del resto, se utiliza el fenómeno de la difracción por redes cristalinas (redes de difracción). De este
modo, el ángulo que forma el plano dhkl del cristal con la radiación se puede cambiar, controlando qué radiación
difracta y cuál no. De esta manera, el cristal sólo refracta hacia el detector la radiación cuya λ cumple la Ley de
Bragg (Melgarejo et al., 2010).
Una vez efectuada la separación de los rayos X, los detectores de radiación miden los rayos X dispersados por
los cristales. Cada detector realiza el conteo de la radiación X que le llega de cada elemento en un determinado
tiempo. Finalmente, las intensidades de las radiaciones se comparan con las de patrones de composición
conocida empleando la ecuación:
Im/Ip = Cm/Cp [ZAF(Cm )]
Donde Im es la intensidad de la radiación X generada por la muestra, Ip es la intensidad de la radiación X
generada por el patrón de composición conocida, Cm es la concentración del elemento problema en la muestra,
Cp es la concentración del mismo elemento en el patrón y ZAF es la denominada corrección por efecto matriz
(Melgarejo et al., 2010).
Preparación de las muestras
Las secciones delgadas para este tipo de análisis para la microsonda se realizan de la misma forma que las
láminas delgadas convencionales solo que no se les coloca cubreobjetos, de este modo estas superficies quedan
totalmente expuestas al rayo de electrones de la microsonda. Las muestras se pulieron de una forma excesiva
para evitar tener contaminantes externos, una vez hecho esto se recubrieron con grafito, se analizaron las
49
muestras con nomenclaturas 3N2, 3M, 3M2, 3M-16-4, 3M4A, CHA-24A en puntos específicos para análisis de
óxidos.
Se utilizó un equipo de microsonda electrónica de barrido JEOL JXA-8900R con dos espectrómetros WDS y
sistema EDS. La platina (para introducir muestras hasta de 100 mm X 100 mm X 50 mm) permite un área de
análisis de 90 mm X 90 mm. Cuenta con cuatro tipos de cristales TAP (5.69 ~93.0 Å), PETJ (1.93 ~ 8.10 Å),
LIF (0.889 ~ 3.73 Å) y LDE2 (23.2 ~ 88.0 Å) que combinados permiten medir concentraciones de elementos en
un rango que va del 5B al 92U. Esto en el laboratorio de microanálisis en el Instituto de Geofísica de la UNAM.
El detector EDS puede colectar las longitudes de onda de rayos X emitidas por la muestra y despliega una
gráfica de energía vs intensidad (análisis semi-cuantitativo), donde los elementos son identificados al ser
comparados por medio de picos con aquéllos emitidos por los estándares. El alcance de resolución de la
microsonda es de 1 μm y posee un rango de análisis de B a U. Las condiciones de medición fueron 20 kV de
aceleración de voltaje y una corriente de prueba de 20 nA para todos los elementos. El tiempo de análisis fue de
20 segundos para cada elemento. Los estándares utilizados fueron: para Fe se utilizo el mineral magnetita, para
Ti se utilizo el mineral ilmenita, para Mn se utilizo el mineral braunita, para Ca se utilizó el mineral plagioclasa,
para el Al se utilizó el mineral plagioclasa, para V se utilizó un precipitado sintético, para Cr se utilizó el
mineral espinela, para Ni se utilizo el mineral pirrotina.
Diagramas de discriminación
Una vez obtenido los datos ya trabajados se utilizan los diagramas de discriminación. Existen varios tipos de
diagramas que discriminan tipos de rocas o procesos tectónicos, composición química etc. Céline Dupuis, 2011
tomó esto mismo y propuso un diagrama aproximado para la identificación de la relaciones de elementos o
combinación de elementos traza una o varios tipos de depósito mineral en distintos campos en un diagrama
binario. Algunos diagramas únicamente discriminan muestras de un tipo de depósito de minerales de todos los
otros tipos de depósitos, mientras que otros permiten que se puedan distinguir varios campos que cada uno es
característico para un tipo de depósito, se describen 4 diagramas de discriminación pero para esta investigación
se utilizaron los diagramas de discriminación Ni/ (Cr+Mn) vs. Ti+V, Ca+Al+Mn vs. Ti+V éstos para depósitos
de composición de fierro como Kiruna, IOCG, Skarns, Pórfidos de Cu, Fe-Ti-V y depósitos tipo BIF.
Estos diagramas nos muestran que existen variaciones sistemáticas en cuanto a la composición de magnetita y
hematita relacionados con determinados tipos de depósitos minerales. El diagrama usado de Ca+Al+Mn vs.
Ti+V se utilizó por cambios significativos químicos entre la composición de la magnetita y hematita esto por el
reemplazamiento de estos óxidos a martita.
Según Céline Dupuis & Georges Beaudoin, 2011 con los elementos trazas de hematita y magnetita se
encuentran en un rango a nivel electrón donde éstos se pueden depositar en diferentes tipos de yacimientos
como (iron oxide-Copper-Gold (IOCG)), Kiruna apatito-magnetita, BIF (banded iron formation, pórfidos de Cu,
skarn de Fe-Cu, Fe-Ti, V, Cr, Ni-Cu-PGE, Cu-Zn-Pb, VMS (Volcanogenic massive sulfide) y pórfidos de cobre
arquéanos y vetas Opemiska de Cu, esto nos muestra diferentes composiciones que obviamente se ven
reflejadpd en cada uno de los distintos depósitos, en su artículo se discuten varios diagramas para discriminar
los depósitos.
50
El mineral llamado magnetita ocurre típicamente en mineral de clasificación de accesorio en muchas rocas de
origen ígneo, este mineral es concentrado por fenómenos tal como segregación magmática o por asentamiento
del cristal por fenómenos convectivos tal como pasa en las cámaras magmáticas con un tipo de textura
acumulada o cumulatos, Weinstein Stuart et al, (1988). Dándonos como resultado un enriquecimiento de
magnetita en forma de bandas (Deer et al, 1992). Todas las variaciones del ambiente químico donde crece la
magnetita controlan su composición química (Hutton, 1950; Buddington and Lindsley 1964; Scheka et al. 1980;
Razjigaeva and Naumova 1992; Deer et al. 1992). Todas las condiciones fisicoquímicas que se producen
durante la formación de los minerales específicos en un ambiente controlan la composición química de mineral
de óxido de hierro estas variedades composicionales pueden ser utilizadas para diferenciar entre tipos de
depósitos por su química mineral distintiva.
Carew (2004) usa una técnica de ablación laser de espectrometría de masas con plasma acoplado
inductivamente (LA-ICP-MS) para medir los rangos de los elementos trazas en magnetita, hematita, pirita y
calcopirita en depósitos tipo IOCG, Na-Ca y alteración K-Fe, Barren iron stones. En los minerales de hematita
encontró que Ti, Si, Mg, Al, Co, Ni, As, Sn, Sb, Zr, V, Mn, W, Sc, Ga, y Nb todos son detectados, los
elementos como La, Mo, Ce, In, Hf, Bi, Pb, U y Cu estos minerales se encuentran muy cerca al límite inferior
de detección. También encontró que en minerales de magnetitas los elementos Ti, Si, Al, Mg, V, Cr, Mn, Co,
Ni, Cu, Zn, Ga, Sn, y Pb, éstos se encuentran por encima de los límites de detección así como también los
elementos As, Zr, Y, U, Hf, La, Ce, Bi, Sb, In, Mo, W, y Sn que éstos se encuentran en contenidos bajos de
concentración que comúnmente se encuentran cerca o debajo del límite de detección.
De acuerdo a ésto descrito los patrones de los elementos traza de los minerales magnetita y hematita medidos en
los yacimientos ricos en fierro en el trabajo descrito podemos graficar nuestros resultados obtenidos de las
magnetitas y hematitas del depósito de Guaynopa en los diagramas de discriminación Ni/(Cr+Mn) Vs Ti+V o
Ca+Al+Mn Vs Ti+v mostrados en la figura 22 y en la tabla 9 , donde se observa que los datos se encuentran en
dos zonas: entre los Skarn y IOCG, los depósitos tipo Skarn resultan siempre de la acción de un proceso
metasomático lo cual puede ocurrir como un proceso de difusión, infiltración o percolación. Estos procesos
pueden ocurrir en diferentes tiempos y además se pueden superponer en el espacio, en el caso de Guaynopa
sabemos que los fluidos mineralizantes siguieron desarrollándose hasta alcanzar el contacto con la roca caliza
dándole una recristalización a mármol y produciendo mantos concordantes a la estratificación donde se
encuentra una mineralización de cobre + magnetita + hematita + oro.
Como se vera de manera detallada más adelante, las temperaturas proporcionadas de las inclusiones fluidas para
los mantos tienen temperaturas entre 150° a 310° C que son temperaturas inferiores para el desarrollo de un
Skarn, en Guaynopa no se ve “sensu stricto” un metasomatismo al grado de un Skarn pero si existe una
recristalización de la roca huésped ésto se debe a la migración de los fluidos hasta la roca encajonante, existe
gran relación tectónica entre los pórfidos de Cu, Skarns e IOCG. En ciertos depósitos tipo IOCG como en
Wilcherry Hill, Cairn Hill tienen la peculiaridad de tener una afinidad tipo Skarn aunque no es estrictamente un
Skarn.
51
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.
Sample
Mineral Ti+V Ca+Mn+Al Ni/(Cr+Mn)
3N2-1-WDS-14
Hem
0.01
0.18
0.33
3N2-1-WDS-15
Hem
0.00
0.23
3N2-2-WDS-16
Hem
0.01
0.11
0.21
3N2-2-WDS-17
Hem
0.00
0.05
3N2-2-WDS-18
Hem
0.11
0.11
0.47
3N2-2-WDS-19
Hem
0.03
0.11
0.00
3N2-2-WDS-20
Hem
0.02
0.11
1.00
3N2-3-WDS-21
Hem
0.01
0.19
1.00
3N2-3-WDS-22
Hem
0.01
0.12
1.22
3N2-3-WDS-23
Hem
0.05
0.17
1.15
3N2-3-WDS-24
Hem
0.11
0.15
0.52
3M2-1-WDS1
Hem
0.06
0.23
0.09
3M2-2-WDS1
Hem
0.07
0.22
0.10
3M2-2-WDS1
Hem
0.08
0.34
0.10
CHA24A-1-WDS-25
Mgt
0.05
0.51
0.06
CHA24A-1-WDS-26
Mgt
0.04
0.61
0.02
CHA24A-1-WDS-27
Mgt
0.04
0.50
0.06
CHA24A-1-WDS-28
Mgt
0.04
0.44
0.05
CHA24A-1-WDS-29
Mgt
0.06
0.81
0.06
CHA24A-1-WDS-30
Mgt
0.07
0.56
0.06
3M4A-1-WDS-31
Mgt
0.02
0.47
0.59
3M4A-1-WDS-32
Mgt
0.06
0.24
0.59
3M4A-1-WDS-33
Mgt
0.02
0.25
0.54
3M4A-2-WDS-34
Mgt
0.03
0.20
0.75
3M4A-2-WDS-35
Mgt
0.03
0.16
0.66
3M4A-2-WDS-36
Mgt
0.02
0.16
0.09
Tabla 10.- Resultados de la microsonda
52
IV.4.6.- Edad de la mineralización
Las muestras para la datación por medio del método 40Ar/39Ar fueron analizadas en el laboratorio de
geocronología del departamento de geología en el CICESE. Las muestras se obtuvieron de una mica llamada
fuchisite ( y/o fuxita) que se encuentra en la zona de la mineralización exactamente en el contacto del intrusivo
de composición gabroica y las calizas cretácicas, la muestra fue calentada por un láser Ar-ion 370, la extracción
de los datos es por medio de un espectrómetro de masas VG5400. La muestra y los monitores de irradiación
fueron irradiados por un enriquecimiento de U en el reactor de la Universidad de McMaster en Hamilton
Canadá. Para bloquear los neutrones termales fue cubierta esta capsula por cadmio.
Figura 23.- a) espectro de edad, b) 37 ArCa / 39ArK, contra la fracción de 39Ar, c) 36Ar/40 Ar Vs diagrama de correlación 36Ar/40 Ar
La edad obtenida que es la de la mineralización fue de 94.96 ± 0.79 Ma.
53
IV.4.7.- Resultados de las inclusiones fluidas
Para el estudio de las inclusiones fluidas se midieron 10 muestras en cuarzo, tremolita y calcita, estas muestras
incluyen el Manto Tres amigos, Veta La Libertad. Dentro de las muestras se logró observar inclusiones fluidas
(IF) tanto primarias, pseudosecundarias y secundarias, otra característica observada de las IF de fue que éstas
son a fase líquida dominante, la homogenización de las IF se da en fase líquida, no se observaron cristales hijos
dentro de las muestras, en cuanto a el tamaño de las IF están dentro de un rango de 4 a 32 µm. Su morfología se
presenta en la figura 24.
En el cuerpo la Veta la Libertad es común observar IF con CO2, a fase líquida dominante y fase líquida a vapor,
lo cual es evidente la zona de ebullición donde hay una mezcla de aguas meteóricas y magmáticas. Las IF tanto
primarias y pseudosecundarias muestran evidencia de ahorcamiento que ésto se debe a un resultado de un rango
muy amplio de vapor a líquido.
Para este trabajo solo se analizaron IF primarias y pseudosecundarias, el estudio se realizó con un equipo de
Microtermometría en el Centro de Geociencias de la UNAM, con una 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. La salinidad fue calculada usando la temperatura de fusión del hielo y
utilizando los parámetros por Bodnar et al (1984) y Bodnar (1993), estos datos se observan en la Tabla 11.
MUESTRA
CH # 2
CH # A
CH # 1
3 AM # 1
3 AM # 2
3 AM # 3
3 AM # 16
MUR # 2A
Li # 6A
Li # 8
OCURRE
NCIA
Manto
las
Chalas
Manto
las
Chalas
Manto
las
Chalas
Manto
tres
amigos
Manto
tres
amigos
Manto
tres
amigos
Manto
tres
amigos
Murciéla
go
Veta la
Libertad
Veta la
Libertad
ESTADO
DE
FORMACION
MINER
AL
Calcita
#
Th
(°C)
min/media/max
171/182.20/198
ThCO2
(°C)
min/media/máx.
-
Tmice
(°C)
min/media/máx.
-22/-21.5/-21
SALINIDAD (wt% NaCl equiv.)
min/media/máx.
23.05/23.37/23.70
Cuarzo
4
0
255/280.20/310
-
-22.80/-22.20/21.50
23.37/23.83/24.21
Calcita
2
6
172/183.92/190
-
-21/-21/-21
23.05/23.05/23.05
Cuarzo
3
1
200/211.74/225
-
-22/-21.67/-21.40
23.32/23.48/23.70
Calcita
3
5
180/189.03/195
-
-11/-9.20/-7.20
10.73/13.01/14.97
Calcita
3
9
152/169.46/189
-
-17/-16.62/-16
19.45/19.92/20.22
Cuarzo
2
0
230/248.35/258
-
-10/-10/-10
13.94/13.94/13.94
Tremo
lita
Cuarzo
3
0
4
9
3
5
330/366.60/410
-
-12/-12/-12
15.96/15.96/15.96
310/321.33/336
-
-18/-16.57/-15
18.63/19.87/20.97
376/385.37/400
31.20/32.69/33.50
-10/-9.29/-7.50
11.10/13.14/13.94
Cuarzo
4
0
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
9 µm
30 µm
8µm
30 µm
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.
Podemos discernir que los datos nos permiten seguir ciertas tendencias de comportamiento graficadas en la
figura 25.
1º.- Las temperaturas de homogenización en los mantos esta entre 152° y 310° C, en cuanto a las temperaturas
de fusión del hielo son -22.8° y -7.5° C, el cálculo de la salinidad quedaría 10.73 y 24.21 wt. % NaCl Equiv. Las
temperaturas de homogenización más altas se encuentran en el Manto Chalas que en el manto Tres Amigos.
2º.- La temperatura de homogenización se encuentra entre 310° y 400° C que corresponde a La Veta la Libertad
su temperatura de fusión del hielo van desde -18° y -7.5° C con una salinidad 11.1 y 20.97 wt.% NaCl Equiv.
3º.- Para el caso del stockwork del Murciélago su temperatura de homogenización esta entre 330° a 410°C y su
temperatura de fusión del hielo es -12°C con una salinidad 15.96 wt. % NaCl Equiv.
55
25.00
Manto Qz
23.00
21.00
Veta (Qz)
Mezcla
isotérmica
19.00
NaCl%
Stockwork (Tr)
Enfriamiento-presurización
Manto (Ca)
Enfriamiento- presurización
17.00
15.00
13.00
Mezcla isotérmica
11.00
Mezcla isotérmica
9.00
7.00
150
200
250
300
350
400
450
ThºC
Figura 25.- Gráfica donde se observanlos datos de temperatura de homogenización Vs salinidad en wt. % NaCl equiv.
El fluido inicial determinado está en estado de ebullición para pasar por un proceso de enfriamiento debido a
mezcla isotérmica.
IV.4.8.- Resultados de los isótopos estables de carbón, oxígeno
Los isótopos estables son poderosos para conocer el origen de los fluidos involucrados, en cuanto al carbón y el
oxígeno nos muestra los procesos de interacción fluido-roca el cual nos está hablando de un ambiente
hidrotermal. La gran utilidad de estos isótopos es que en la corteza y en el manto superior, o en el reservorio el
agua presenta un comportamiento isotópico diferente, por lo cual estos fluidos pueden ser monitoreados de
acuerdo a su comportamiento isotópico y así poder dilucidar los procesos de interacción del fluido- roca. En
efecto, los fluidos magmáticos tienen la característica de tener contenidos negativos δ18O en comparado a rocas
carbonatadas marinas por lo cual durante la interacción entre aguas magmáticas y rocas carbonatadas se pueden
ver modificadas, los isótopos de oxígeno e hidrógeno se encuentran inherentemente unidos al origen del fluido
hidrotermal, en el caso de la figura 26 y los datos reportados en la tabla 11, se puede observar una zona que
representa los parámetros de una calcita ígnea que van desde δ18OSMOW = 7.5 – 12 y en δ13 CPDB = -8 a -5,
además de una zona en color verde que representa a las rocas calcáreas marinas que tiene los rangos de
δ18OSMOW = 22 a 25 y en δ13 CPDB = 0 a 3.5 estos valores son estándares tomados de Jhon R. Bowman, (1998).
Además se puede observar que los contenidos de δ18O y δ13 CPDB de las muestras tomadas han tenido un
incremento, lo cual nos afirma que los fluidos magmáticos se enriquecieron en el contacto de las rocas calcáreas
marinas de la formación lampazos por lo cual el origen del carbonato en el sistema es derivado de una parte por
56
magma y otra por las rocas calcáreas, debido a una reacción de decarbonatación que produjo el enriquecimiento
18
O durante la formación del skarn. Solo tres muestras se encuentran dentro del rango de caliza marina en color
amarillo pero estas muestras están tomadas en la Formación Lampazos que consiste en una caliza sin
alteración. Finalmente cabe mencionar que con el aumento de δ13 C en el sistema existe un aumento reciproco
en el δ18O lo cual es prueba de la oxidación del sistema.
Clave Lab
166
167
168
169
170
171
172
173
174
175
176
177
178
179
TCC 309
TCC 310
TCC 311
TCC 312
TCC 313
TCC 314
TCC 315
TCC 316
TCC 317
TCC 318
TCC 319
TCC 320
TCC 321
TCC 322
Clave Lab
180
181
182
183
184
185
186
187
188
189
TCC 323
TCC 324
TCC 325
TCC 326
TCC 327
TCC 328
TCC 329
TCC 330
TCC 331
TCC 332
Clave Lab
190
191
192
193
194
195
196
197
TCC 333
TCC 334
TCC 335
TCC 336
TCC 337
TCC 338
TCC 339
TCC 340
d¹³CVPDB
(‰)
3.2
3.26
3.53
-4.55
-4.65
-3.2
-2.03
-3.13
-4.53
-4.42
-4.95
-4.38
-5.22
3.45
d18OVPDB
(‰)
-14.01
-13.86
-13.27
-19.43
-19.16
-19.62
-17.74
-19.73
-20.66
-20.16
-19.85
-18.74
-19.03
-13.47
d18OVSMOW
(‰)
16.47
16.62
17.23
10.88
11.16
10.68
12.62
10.57
9.61
10.13
10.44
11.59
11.29
17.03
d¹³CVPDB
(‰)
-2.4
-2.94
-3.01
-2.48
-2.56
-2.49
-2.39
-2.77
-2.76
-2.5
d18OVPDB
(‰)
-16.81
-16.03
-16.07
-17.19
-16.57
-16.44
-16.94
-16.38
-16.39
-16.6
d18OVSMOW
(‰)
13.58
14.39
14.34
13.19
13.83
13.96
13.45
14.03
14.01
13.8
d¹³CVPDB
(‰)
-1.61
-1.26
-1.43
-3.5
-3.71
-3.97
-1.92
-2.98
d18OVPDB
(‰)
-15.73
-16.85
-16.99
-16.11
-17.24
-17.55
-15.24
-18.44
d18OVSMOW
(‰)
14.69
13.54
13.4
14.3
13.13
12.81
15.2
11.9
Manto Tres Amigos, Guaynopa
Clave Campo
Descripción de la muestra
3M # CZ-1
3M # CZ-2
3M # CZ-3
3M-1
3M-2
3M-3
3M-4
3M-5
3M-6
3M-7
3M-8
3M-9
3M-10
3M-14
caliza
caliza
caliza
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
Manto 5 de Mayo, Guaynopa
Clave Campo
Descripción de la muestra
5M-1
calcita
25ºC
5M-2
calcita
25ºC
5M-3
calcita
25ºC
5M-4
calcita
25ºC
5M-5
calcita
25ºC
5M-6
calcita
25ºC
5M-7
calcita
25ºC
5M-8
calcita
25ºC
5M-9
calcita
25ºC
5M-10
calcita
25ºC
Manto Chalas, Guaynopa
Clave Campo
Descripción de la muestra
CHA-1
CHA-2
CHA-3
CHA-4
CHA-5
CHA-6
CHA-7
CHA-8
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
calcita
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
25ºC
57
198
199
TCC 341
TCC 342
-4.37
-3.04
-16.45
-17.29
13.96
13.08
CHA-9
CHA-10
calcita
calcita
25ºC
25ºC
Tabla 12.- Resultados de los análisis de d¹³CVPDB (‰),d18OVPDB (‰),d18OVSMOW (‰).
Figura 26.- Gráfica de δ13 CPDB y δ18O, 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 δ 13 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 C=3.5; δ18 O=+25, aguas magmáticas (δ13 C= -8; δ18 O= +6).
58
IV.4.9.- Resultados de los isótopos estables azufre
Los valores de δ34S son importantes para definir el estado de oxidación dentro del sistema, ya que el
fraccionamiento del azufre es muy sensible a los cambios de fugacidad de oxígeno, así que en la figura 27
tomada de la literatura de Ohmoto, (1972) se observa que basta con incrementar la oxidación en el sistema
hidrotermal para tener un incremento muy significativo en el fraccionamiento isotópico de sulfuros y sulfatos
como se muestra a las temperaturas de 150 ºC y 350 ºC.
Se analizaron 46 muestras de calcopirita, pirita y esfalerita de los mantos Tres Amigos, Táscate, Cinco de
Mayo, Las Chalas y de La Veta la Libertad que se muestran en la tabla 13. Los datos de δ34S son distribuidos
en un rango muy variado que van desde valores -15 a 7 ‰, los dátos para el manto Tres Amigos sus variaciones
están dentro -15.1 y -01‰ con datos muy extremos, dando una distribución bimodal, los otros mantos muestran
un rango de valores más cortos que van desde -2.5 y -1.3 ‰ para el manto Táscate, en el manto las Chalas están
dentro de 5.8 y 7.0 ‰, en el manto Cinco de Mayo los valores son 3.5 y 6.8 ‰, para la Veta la Libertad en
rango esta -3.7 a -0.2 ‰. El rango de estos datos es compatible con los datos de sulfuros provenientes de fluidos
magmáticos que han sufrido un proceso oxidante, tal como fue previsto teóricamente por Ohmoto (1972) y que
se ejemplifica en la figura 28. Así la interpretación para el rango de δ34S de las vetas y stockworks se
encuentran entre -3 a -2 ‰, ésto podría reflejar que la fuente es magmática para sulfuros bajo condiciones de
incremento de oxidación partiendo de valores de 0 ‰. Por ejemplo, los altos valores obtenidos en los mantos las
Chalas y Cinco de Mayo son poco parecidas a las aguas marinas modificadas en los depósitos IOCG en Chile.
Los valores δ34S del manto Tres Amigos que en este caso fue obtenido de calcopirita, está asociado a
temperaturas bajas de homogenización y puede ser explicado por la oxidación del fluido mineralizante
(Bastrakov et al., 2007; Davidson et al., 2006), propiciado en parte por la ebullición temprana del sistema
mineralizante, como se demostró por el estudio de inclusiones fluidas.
Los datos obtenidos fueron graficados en la figura 28 (flechas color verde), basado en los modelos de equilibrio
según Ohmoto (1972) a temperatura de 150° y de 350° con un pH=3 calculado por la presencia de arcilla de
tipo sericita , cabe mencionar que se utilizaron estos diagramas, con los rangos térmicos señalados debido a que
en la zona de los mantos tenemos temperaturas medidas por inclusiones fluidas desde 150° en cambio en las
zonas más calientes que corresponden a las vetas y al stockwork los valores van desde 350° a 410° C, claro que
en los diagramas de Ohmoto la temperatura solo llega a 350°C por lo que se manejó solo los datos a esta
temperatura. De acuerdo al análisis de la figura 28, el estado de oxidación se da principalmente a temperaturas
bajas y se puede ver que “si existe un aumento en la fugacidad de oxígeno además se tiene un fraccionamiento
importante en el azufre justo en el límite del campo de estabilidad de la magnetita”. Es decir, el paso de
magnetita a hematita se da igualmente y como consecuencia de un aumento en la fugacidad de oxígeno en el
reservorio y el fraccionamiento isotópico negativo como consecuencia. Es decir, y conjuntando las diferentes
líneas de observación: La ebullición provoca oxidación y esta a su vez fraccionamiento negativo del azufre, con
un consecuente enfriamiento y perdida de presión, ésto explica igualmente la sucesión paragenética observada.
59
Muestra
Mineral
34
d S (‰)
Isotopos de Azufre Guaynopa (IOCG)
VETA LIBERTAD
Li-17
Li-18
Li-19
Li-20
Li-21
Li-22
Li-181
Li-181a
Li-182
Li-182a
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Py
Cp
Py
-0.2
-2.5
-1.9
-2.0
-2.6
-2.4
-3.7
-2.3
-1.6
-2.6
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Sp
Py
Cp
Cp
-11.6
-11.4
-15.1
-14.5
-14.0
-0.1
-1.2
-1.1
-9.8
-0.1
MANTO TASKATE (TZ)
TZ-1
TZ-2
TZ-3
TZ-4
TZ-5
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
-1.3
-2.5
-1.8
-1.5
-1.8
MANTO CHALAS (CH)
CH-1
CH-2
CH-3
CH-4
CH-5
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
6.0
5.8
7.0
6.1
6.7
MANTO 5 DE MAYO (MA)
MA-1
MA-2
MA-3
MA-4
MA-5
MA-6
MA-7
MA-8
MA-9
MA-10
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
3.5
5.0
6.5
5.5
6.8
5.5
4.2
5.0
4.9
4.6
STOCKWORK ESCONDIDA (ES)
ES-1
ES-2
ES-3
ES-4
ES-5
Py
Py
Py
Py
Py
0.2
-0.9
-0.9
-0.8
-1.6
MANTO TRES AMIGOS (3M)
3M-1
3M-2
3M-3
3M-4
3M-5
3M-6
3M-7
3M-7a
3M-8
3M-16
Tabla 13.- Muestra lo análisis de d34S (‰), Cp= calcopirita, Py= pirita, Sp= esfalerita
60
T=150° C
T=350° C
Figura 27.- Grafica comparativa de la posición de los contornos de δ S34H2S 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 S 34H2S 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
V.- DISCUSIÓN
Es claro que las rocas que forman la localidad de Guaynopa pertenecen al cinturón magmático Laramídico, en
un rango de tiempo entre el Cretácico Superior terminal y el Eoceno Inferior, ya que el depósito está asociado al
magmatismo de la secuencia volcánica inferior de la Sierra Madre Occidental (Valencia-Moreno et al 2006). Su
fracturamiento se define por 3 sistemas principales 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. Esta típica orientación en especial en esta región de
Chihuahua es atribuida al último régimen distensivo del evento Paleógeno llamado Basing and range o Cuencas
y Sierras.
El depósito tipo IOCG de Guaynopa por sus características geoquímicas son claramente relacionado a la
presencia de un arco magmático, que se emplazó en la parte superior de la corteza por encima de la zona de
subducción en un tipo de “margen andino”, ya que los productos geodinámicos como la deformación
Laramídica y el magmatismo son suscriptos de un régimen de subducción, que fue iniciado por un cambio
abrupto en el ángulo de inclinación de la placa oceánica Farallón que subducida sobre la placa Norte
Americana lo cual ésto nos genera un magmatismo de composición adakitico según Damon et al., (1983 a,b).
Así que el principal pulso metalogenético ocurrió durante el evento Laramídico (95-40 Ma.) ésto se respalda por
el fechamiento de la mica fuchsite. Para este caso podríamos ubicar el depósito de IOCG de Guaynopa a 500 km
dentro del continente desde el margen paleo-Pacifico, ésto se formó durante el proceso de continentalización del
magmatismo y metalogénia en México (Camprubí, 2011).
Damon et al., (1983ª) y Humphreys et. al., (2003) refieren que la paleotrinchera del pacífico tuvo una
evolución en su ángulo de subducción que empezó con un ángulo muy estático y que fue reducido
considerablemente para finales del Cretácico ésto es debido al aumento en la velocidad de la convergencia entre
las placas, provocando que la cuña del manto astenosférico se alejara en relación a la trinchera, este fenómeno
nos causó una migración acelerada del eje del magmatismo hacia el este. Esto ocasionó que la zona de
acoplamiento entre las placas Farallón y Norte América se extendiera dando una geometría subhorizontal en la
subducción, donde se género esfuerzos compresivos en esta zona de acoplamiento propiciando un notable
engrosamiento cortical (Dickinson, 1989; English et. al., 2003) todo este tipo de ambiente geotectónico nos
propició a generar un tipo de magma hidratado adakitico fértil en Cu y Au, así, los magmas generados bajo este
mecanismo, llegan a la placa superior desde la zona de subducción madura y relativamente oxidados, teniendo
un significado importante para la metalogenia ya que es el control de la solubilidad de los sulfuros y
consecuentemente en el particionamiento del comportamiento de los metales como calcopirita y elementos
siderofilos como el Au y grupo de los platinoides contenidos en los magmas (Richard et al., 2011). Las
afirmaciones anteriores están soportadas por las observaciones petrográficas y geoquímicas, así: 1º).- La
petrografía del yacimiento de Guaynopa se conforma de rocas de composición gabroica, los gabros tienen
biotita como mineral accesorio principal y escasos cristales de Olivino y Esfena, ambos tipos de rocas presentan
Plagioclasas abundantes con alteración hidrotermal de Sericita, Illita, Muscovita, Epidota, Clorita y Calcita.
Los minerales de alteración de las rocas de Guaynopa muestran la etapa media a tardía o la zona de alteración
62
más distal y muestra una acidez media lo que refleja poca abundancia de SO2 en los fluidos residuales
magmáticos, típico en los yacimientos IOCG.
En Guaynopa existen valores de Sr = 257 a 1162 ppm, Y = 11 a 17 ppm, Yb = 0.3 a 1.7 ppm, Ni = 32 a 229
ppm, Cr = 85 a 368 ppm y relaciones de Sr/Y ≥ 68 y La/Yb ≥ 13 y La = 9 a 20 ppm, algunos de estos valores
están dentro del rango geoquímico que definen las adakitas. Esta tipología de rocas ha sido identificada en
ambientes intra-oceánicos y en las márgenes continentales de las zonas de subducción, generalmente en
asociación con inusuales condiciones térmicas y geodinámicas, como resultado de tales reacciones se genera
entonces, un magmatismo de tipo híbrido tal como se interpreta el intrusivo de Guaynopa definido como:
“adakítica hibrida” y/o Magmatismo calcialcalino híbrido. En general, las tendencias geoquímicas sugieren que
las adakitas se formaron por fusión parcial de MORB hidratado con un residuo de granate + cpx ± hnb, con
poca contribución de la cuña del manto (Defant y Drummond, 1990).
Las evidencias isotópicas permiten comprobar la relación genética entre la mineralización y la totalidad de la
actividad plutónica, en cuya historia de enfriamiento destaca la aparición de una extensa e intensa actividad
hidrotermal, que puede manifestar un significativo lapso metalogénico, con un potencial directamente
relacionado a la fertilidad metálica del magma.
En cuanto a las inclusiones fluidas las temperaturas más altas en el depósito se encuentran en el stockwork y en
las vetas con un rango de temperaturas entre 310° a 410° C, además de la salinidad entre 11.1 a 21 wt. % NaCl
equiv. En cambio las IF de las muestras tomadas de los mantos muestran temperaturas más bajas que están entre
152° a 310° C con una salinidad alta aparentemente con los rangos entre 10.7 a 24.2 wt. % NaCl equiv. El
fluido mineralizante del depósito IOCG de Guaynopa es de una temperatura intermedia a alta y una salinidad
media a alta, esta temperaturas y salinidad están en acorde a (e. g., Borrok et al., 1998; Smith and Henderson,
2000; Bastrakov et al., 2007; Davidson et al., 2006), donde el rango de salinidad media está entre 10 a 30 wt %
NaCl.
En la textura tipo “vuggy quartz” de la Veta la Libertad y de la existencia de CO2 en las inclusiones fluidas son
evidencias de ebullición, provocando que dentro del sistema el fluido tenga un cambio de pH de neutro a ácido,
por lo tanto en el yacimiento se encuentra primero una alteración propilítica y al finalizar una alteración argílica,
este cambio de pH nos dispara la negatividad de los sulfuros debido una fugacidad mayor de oxígeno. La
mayoría de los sulfuros muestran una distribución bimodal en los valores de δ34S aproximadamente entre -4 a 1
‰ y entre 2 a 7 ‰, aunque en las muestras de los mantos la asociación de la calcopirita muestra valores
negativos. El rango de estos datos es compatible con los datos de sulfuros provenientes de fluidos magmáticos
oxidantes. Para el rango de δ34S de las vetas y stockworks se encuentran entre -3 a -2 ‰, ésto podría reflejar que
la fuente es magmática para sulfuros bajo condiciones de incremento de oxidación partiendo de valores de 0 ‰.
Los valores
δ34S del manto Tres Amigos que en este caso fue obtenido de calcopirita está asociado a martitización y las
temperaturas bajas de homogenización puede ser explicado por la oxidación del fluido mineralizante (Bastrakov
et al., 2007; Davidson et al., 2006). Las variaciones en los valores de δS34 o δC13 en los minerales hidrotermales
a menudo se han interpretado por variaciones leves en la fugacidad de oxígeno o en el pH de la formación de los
63
fluidos mineralizantes durante la depositación de éstos. La tabla 13 muestra un comparativo entre las
características generales de los yacimientos IOCG en el mundo y los resultados obtenidos en este trabajo, de lo
cual se desprenden las conclusiones.
64
IOCG en el mundo.
Características
Asociación de metales
mayores
Asociación de metales
menores
Contenido de sulfuros
Depósitos de minerales
Composición de los fluidos
primarios
de
mineralización
Estado de oxidación; pH
Fuente de los magmas
Fuente de los fluidos
Fuente
de
metales
mayores
Alteración geoquímica
Alteración
de
la
mineralogía
a
alta
temperatura (> 400°350°C)
Alteración
de
la
mineralogía
a
bajas
temperaturas
(<400°350°C)
Alteración de Extensión
de altas temperaturas
(>400°-350°C)
Ambiente epitermal
Ambiente geotermal
Metamorfismo regional
Asociación del magma
Configuración tectónica
Configuración cinemática
Rango de edad
Asociación magmática en los IOCG
Fe, Cu, Au
IOCG de Guaynopa.
Asociación magmática en los IOCG
Fe, Cu, Au
U, REE, Co, Bi, Ag, P
Ag, Py, cuprita, malaquita, azurita
Relativamente menor en sulfuros y
moderado en sulfatos.
Magnetita, hematita, calcopirita, bornita,
calcosita diagénetica, uraninita, cofinita,
sulfarsenoides, apatito
H2O-CO2-NaCl-KCl-CaCl2 (10-50 wt % NaCl
equivalente).
Relativamente menor en sulfuros y
moderado en sulfatos.
Hematita,
calcopirita,
bornita,
magnetita
Oxidación; neutral o moderadamente
acida, raramente acida
Subducción-litosfera modificada
Oxidante
Fluidos
mineralizantes
magmáticos;
comúnmente una interacción con los
fluidos de la corteza (meteórico a
salmuera)
Subducción-litosfera
modificada
y
fundente de las rocas de la corteza.
Na-K-Fe-P-Ca-SiO2-CO2-F
Rico en Na: albita, escapolita, anfibolita,
piroxeno
Rico en Na-Ca-Fe; Magnetita, actinolita,
apatito, feldespato alcalino.
Rico en K-Fe; Feldespato potásico,
magnetita, biotita, anfibolita.
Rico en K-Fe-Ca-CO2; Hematita, sericita,
clorita, epidota, carbonato, cuarzo.
Fluidos mineralizantes magmáticos;
comúnmente una interacción con los
fluidos de la corteza (meteórico a
salmuera)
Subducción-litosfera
modificada
y
fundente de las rocas de la corteza.
Na-K-Fe-SiO2
Granate + piroxeno + tremolita + calcita
+ cuarzo
1 a > 7 km
2 km
Intermedia y baja sulfuración.
Comúnmente elevado
Bajo a alto grado
Calco-alcalino a medianamente alcalino
Distal, tras arco, o postsubducción
Extensión a transtensión
Dominación en la era Precámbrico.
Intermedio sulfuración.
Intermedio a bajo
Bajo
Calco alcalino a Subalcalina.
Subducción.
Transtensión.
Cenomaniano.
NaCl-KCl (10-50 wt % NaCl equivalente).
Subducción
Granate + piroxena + fuxita + calcita +
cuarzo
Tabla 13.- Tomada de Jeremy P. Richards and A. Hamid Mumin, modificada para comparar las características de los
IOCG en el mundo VS el IOCG de Guaynopa.
65
VI.- CONCLUSIONES

Con base a sus características petrográficas y geoquímicas, las rocas muestran rasgos claros de magmas
adakíticos hibrido ricos en Cu y Au.

De acuerdo a la distribución de datos en los diagramas bivariados de discriminación tectónica, las rocas
de Guaynopa pertenecen a arcos volcánicos relacionados a zonas de subducción y N-MORB.

El depósito de Guaynopa fue formado por la asociación de una intrusion de composición gabroico que
fue intrusionada en la secuencia carbonatada Cretácica inferior, creando un ambiente favorable para la
formación de skarns y mantos enriquecidos en Cu, Au.

Los datos de la edad de la mineralización para el depósito de Guaynopa nos da una edad de 94.21 ± 0.71
Ma que en la escala del tiempo geológico nos localiza en el Cenomaniano.

La evolución de la sucesión paragenética de los minerales es compatible con un aumento de la oxidación
de reservorio mineral pasando de magnetita a hematita.

El paso de magnetita a hematita se da igualmente y como consecuencia de un aumento en la fugacidad de oxígeno
en el reservorio y el fraccionamiento isotópico negativo como consecuencia.

Las temperaturas de homogenización y la salinidad de las inclusiones fluidas y los valores de δ34S de los
sulfuros de Guaynopa son muy similares a los que podemos encontrar en otros tipos de depósitos IOCG.
La salinidad en este depósito es generalmente interpretada como fluidos magmáticos con algunos grados
de interacción con aguas superficiales.

La ebullición provoca oxidación y esta a su vez fraccionamiento negativo del azufre, con un consecuente
enfriamiento y pérdida de presión.

Finalmente se concluye que Guaynopa corresponde a un yacimiento tipo IOCG.
66
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VII.- ANEXOS
VII.1.- Edad de la Mineralización
Metodología de estudio Ar/Ar
Conceptos básicos de la técnica geocronológica 40Ar/39Ar a continuación se presenta un resumen de la
técnica geocronológica 40Ar/39Ar. La técnica geocronológica 40Ar/39Ar es una variante del método K-Ar. Este
método está basado en el principio de desintegración o decaimiento radiactivo de un isótopo de ocurrencia
natural del potasio, el 40K, denominado isótopo padre, el cual tiene una vida media (t1/2) de 1250 Ma, para
generar un isótopo hijo(a). Esta desintegración radiactiva del 40K, definida como desintegración en rama,
produce dos isótopos hijos, el 40Ca (89.5%) y 40Ar* (10.5%). La desintegración al 40Ar* (argón radiogénico) es
la que empleamos para determinar el tiempo transcurrido desde la formación de la roca.

 40 Ar * 
Edad  ln 1 

   e 40 K 
1
Steiger y Jäger (1977):  = 4.962 x 10-10 a-1; e = 0.572 x 10-10 a-1;  = 5.543 x 10-10 a-1.
Con una ecuación de edad determinamos la edad aparente de una roca o mineral, siempre y cuando, podamos
determinar la cantidad de 40Ar* (argón radiogénico) generado por el decaimiento radioactivo del 40K y la
concentración del 40K de la roca o mineral en cuestión.
La técnica de fechamiento 40Ar/39Ar es una variante del método K-Ar que está basada en la formación de 39Ar
de forma artificial mediante la reacción 39K –> 39ArK provocada por la exposición de la muestra a un campo de
neutrones rápidos (n) en la parte central de un reactor nuclear. El 39K es el isótopo más abundante del potasio y
es estable. Teniendo en cuenta que la concentración de 40K es proporcional a la concentración de 39K, la
magnitud de 39Ar 40K generado por la irradiación nuclear de 39K es a su vez proporcional a la concentración de
40
K presente en la muestra.
Medimos la relación 40Ar*/39Ar K del monitor irradiado para calcular el valor J para cada muestra desconocida.
De esta manera el cálculo de una edad por la técnica 40Ar/39Ar se resuelve.
J =
e  ts  1
 40 A r *
39 A r
K
s
Por último, es de importancia destacar que tanto el método K-Ar como la técnica 40Ar/39Ar permiten fechar
rocas y minerales que tengan contenidos en potasio (K) y que puedan retener el argón radiogénico en su
estructura.
  40 Ar * 

 J + 1
t =
ln   39

  ArK 

1
Minerales que se pueden medir con este método.
Entre estos minerales destacan los feldespatos potásicos (e.j., microclina, sanidino, adularia), micas (e.j.,
flogopita, biotita, fengita y moscovita-sericita) y feldespatoides (e.j., leucita y nefelina). Otros minerales más
pobres en K como serian hornblenda, plagioclasa y piroxeno también pueden ser fechados por este método.
VII.2.- Teoría sobre la microtermometría de inclusiones fluidas
El estudio de las inclusiones fluidas ha tomado un creciente interés y una aceleración importante en su
desarrollo especialmente en los últimos treinta años, ésto debido principalmente a que éstas preservan las fases
fluidas presentes en las diferentes etapas de formación de un yacimiento.
Como consecuencia del desarrollo científico-tecnológico relacionado a esta relativamente nueva técnica, ha
habido un sustancial incremento en el número de laboratorios que se dedican al estudio de las inclusiones
fluidas ya que el progreso tecnológico ha dado lugar a un perfeccionamiento continuo de aparatos específicos
para el análisis de inclusiones, por ejemplo, las platinas calentadoras y refrigeradoras, y últimamente los
espectrómetros de masa y las microsondas electrónicas y de Raman, que facilitan extraordinariamente su
estudio.
Los datos de presión, temperatura y composición, adquieren una enorme importancia si consideramos que las
rocas de la corteza terrestre son el resultado de una larga historia que puede incluir varios episodios de
deformación, metamorfismo y diagénesis y a la vez, estos fenómenos están asociados con los distintos fluidos
que en ese entorno circulan.
Las propiedades P, T, X pueden ser obtenidas de una manera indirecta utilizando modelos termodinámicos a
partir de las fases minerales sólidas presentes en ciertas asociaciones mineralógicas, sin embargo, la alta
variabilidad en el comportamiento de los sistemas geológicos hace que muchas veces las paragénesis minerales
no proporcionen los suficientes datos para llevar a cabo una reconstrucción apropiada de los paleofluidos.
El estudio de las inclusiones fluidas llevado a buen término con una correcta interpretación de sus datos, nos
proporciona información que no puede ser obtenida de ninguna otra manera ya que ellas son una evidencia
directa del papel tan importante que tienen los fluidos durante los procesos geológicos.
La aplicación de esta técnica en conjunto con otras tales como petrografía clásica, petrografía por
catodoluminiscencia, análisis químicos, microsonda Raman, espectroscopia de fluorescencia entre otras, hace
del estudio de las inclusiones fluidas una poderosa herramienta que permite al investigador de esta disciplina
caracterizar de manera más precisa las propiedades de los fluidos involucrados en la formación y evolución
geológica de una región o de un área en particular, asimismo, diversas aplicaciones como en: yacimientos
metálicos; estudios de muestras lunares y meteoritos, gemología, estratigrafía y sedimentología, en complejos
ígneos y metamórficos, en la prospección de hidrocarburos, en algunos depósitos de domos de sal, en estudios
de evolución de la atmósfera y paleoclimatología, en la química de soluciones a alta presión y alta temperatura,
durante la perforación de sistemas geotérmicos activos, estudios de muestras en materiales del manto tales como
nódulos ultramáficos en basaltos y kimberlita (y posiblemente en diamantes), evaluación de riesgo en sitios para
construcción de reactores nucleares y depósitos de desechos radiactivos actualmente ha adquirido un
importante auge en el campo de la geotermia aunque desde siempre, la actividad minera ha acaparado su uso, al
menos desde los años 70AS.
¿Qué son las inclusiones fluidas?
Durante el proceso de formación de las rocas de la corteza terrestre, sin importar el ambiente geológico
(magmáticos, sedimentarios o metamórficos) en el cual se llevan a efecto, los fluidos juegan un papel
preponderante, ya que en la ausencia de ellos difícilmente se podrían llevar a cabo todas las reacciones químicas
que involucran la formación y transformación de los minerales formadores de rocas.
Los fluidos presentes en estos procesos se encuentran en constante movimiento, lo cual implica que también se
encuentren sujetos a cambios constantes tanto en su composición química como en sus condiciones
termodinámicas, esto hace que con el tiempo, estos fluidos tengan una evolución y generen una historia la cual
queda registrada en forma de inclusiones fluidas.
Una inclusión fluida se forma cuando una cavidad o laguna de crecimiento de un mineral, se rellena por uno o
varios fluidos en los cuales puede además haber uno o más minerales sólidos. De esta manera, las inclusiones
fluidas son trazas microscópicas de fluidos sub-superficiales o profundos, de diferentes unidades de tiempo
(muy antiguas o muy jóvenes) que quedan atrapadas en los minerales formadores de roca. Los tamaños de las
inclusiones normalmente son inferiores a las 100μm, en su mayoría están entre 5 y 30μm, aunque se conocen
ejemplares con tamaños de varios centímetros.
Los fluidos atrapados pueden ser líquido, vapor o fluidos supercríticos y su composición puede incluir
esencialmente agua pura, salmueras de varias salinidades, gas o líquidos gaseosos y silicatos, sulfuros o mezclas
de carbonatos entre otros.
¿Cómo se forman las inclusiones fluidas?
Cualquier proceso que interfiera con el desarrollo de un cristal perfecto puede causar el atrapamiento de
inclusiones primarias, aquí se presentan algunas de las formas más comunes:
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 .
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.
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.
Inclusiones secundarias.
Son las inclusiones que se forman después de haberse formado el cristal, se forman principalmente debido al
sellamiento de fracturas que afectan al cristal ya formado o a la separación de un fluido inicial en varias
inclusiones con relaciones volumétricas diferentes (Figura 32), entre otros fenómenos.
Figura 32.- Cicatrización de una fractura en un cristal de cuarzo que da lugar a la formación de inclusiones secundarias. Si este proceso
ocurre al tiempo que desciende la temperatura, las inclusiones individuales pueden tener relaciones gas/líquido variables.
Clasificación de las inclusiones fluidas
Dentro del estudio de las inclusiones fluidas (IF), la determinación de su origen es una de las etapas más
importantes, durante esta tarea, se crean esquemas con relación al “timing” de atrapamiento de las IF relativo al
mineral que las contiene. Se evalúan estas paragénesis con el objetivo de determinar cuál de ellas está
relacionada con el problema a resolver.
La clasificación más usual reconoce tres términos que son usados para clasificar el origen de la IF. Estos
términos a saber, son: primario, secundario y pseudo-secundario (Roedder E. 1984, Bodnar R. J. 2003a), aunque
Shepherd et al. (1985) las clasifica solo en primarias y secundarias y Goldstein R. H. (2003) por su parte,
introduce un nuevo término, el llamado “indeterminado” y además propone que se especifique que la
clasificación se realizó mediante petrografía anteponiendo la palabra “petrográficamente” a la clasificación.
Ejemplo: petrográficamente primaria, (secundaria, pseudo-secundaria, indeterminada) (Figura 33).
Figura 33.- Bosquejo de una vista hipotética dentro de un cristal que muestra inclusiones primarias (p), secundarias (s), pseudosecundarias
(ps) e inclusiones de origen indeterminado (i). Tomada de Goldstein (2003)
El término primario se usa normalmente para referirse a las inclusiones que han sido atrapadas como un
resultado directo del crecimiento del cristal.
Las inclusiones secundarias se forman después que el cristal ha concluido su desarrollo, normalmente cuando se
rellenan microfracturas o rasgos de deformación que cortan al cristal.
Las inclusiones fluidas catalogadas como pseudo-secundarias se forman antes que el cristal haya terminado su
crecimiento, en origen son similares a las IF secundarias ya que son atrapadas en microfracturas o en otros
rasgos de deformación.
El término indeterminado se enfoca a aquellas inclusiones cuyo origen relativo al crecimiento del cristal no
puede ser precisado con seguridad. El problema se complica en los minerales que constituyen las rocas masivas.
Los planos de crecimiento nunca son visibles y la cronología se define con respecto al borde de granos. Las
inclusiones primarias aparecen o bien aisladas dentro de los granos, con formas características y de gran tamaño
o bien en el borde de los granos. Las inclusiones secundarias atraviesan los bordes de grano según fracturas
cicatrizadas o recristalizadas, son mucho más abundantes, y tienen menor tamaño. También se pueden disponer
según los planos de exfoliación y mostrar formas muy irregulares.
Los criterios para identificar cada una de las clasificaciones en el análisis petrográfico se pueden consultar en
Roedder E. (1984), Bodnar R. J. (2003a), Shepherd et al. (1985).
En la actualidad, otro intento de clasificación muy extendido es el de indicar con letras los diferentes tipos en
función de las fases principales presentes a temperatura de laboratorio Roedder E. (1984), Shepherd et al.
(1985),. (Figura 34). Así tenemos que:
Tipo L. Homogenizan en fase líquida; no suelen llevar sólidos significativos; a veces no tienen fase vapor
(monofásicas a temperatura de laboratorio); tienen mayor densidad y son las más abundantes. Tipo V.
Homogeneizan en fase vapor; no suelen presentar sólidos significativos; la fase vapor ocupa un 50% y/o más y
tienen menor densidad. Tipo C. A temperaturas de 20º C, presentan 3 fases: L1 (líquido fundamentalmente
acuoso), L2 (líquido fundamentalmente carbónico como CO2, CH4,....) y V (vapor carbónico: CO2, CH4, N2).
Tipo S. Este tipo contiene, por lo menos, un sólido. La fase líquida suele ser mucho mayor que la fase vapor. El
sólido puede ser precipitado o atrapado mecánicamente. En el primer caso nos indica que el fluido está saturado
en ese compuesto. Los sólidos más comunes son NaC1, KC1, anhidrita, nacolita, carbonatos de Ca y Mg, los
minerales atrapados mecánicamente son sólidos que estaban en equilibrio con el medio. Tipo G. Vidrio más
fluido y/o fases sólidas, son frecuentes en rocas volcánicas, sub-volcánicas, meteoritos y muestras lunares. De
apariencia similar, sin embargo presentan una o varias burbujas inmóviles, debido a su elevada densidad.
Selección de las inclusiones fluidas.
Para hacer la selección de las IF que se deben de estudiar se tiene que enfrentar el problema de establecer la liga
entre tales inclusiones y el proceso que se quiere investigar. La tarea de selección de las IF inicia desde el
trabajo de campo en donde se define el marco geológico-estructural y se detecta el evento geológico a dilucidar.
Una vez que se define el problema geológico que se quiere resolver, se procede a tomar las muestras que
pertenezcan al evento o sucesión de eventos involucrados en dicho problema y se da inicio a la elaboración de
las secciones delgadas doblemente pulidas en las cuales se hará la separación de las familias de inclusiones.
Aunque la mayoría de las muestras contienen numerosas asociaciones de inclusiones, solo algunas de ellas
serán relevantes para dar respuestas que conduzcan a la solución del problema.
Antes que cualquier asociación de inclusiones fluidas (AIF) pueda ser utilizada para estudiar la evolución
térmica y química de un sistema geológico, uno debe estar seguro que los fluidos atrapados en las inclusiones
sean representativos de los fluidos existentes en el momento de la formación de la inclusión, esto es, deben de
cumplir con tres premisas conocidas como “Reglas de Roedder” (Bodnar 2003 b) las cuales establecen que:
1).
Las inclusiones deben ser atrapadas en una fase homogénea.
2).
Las inclusiones representan un sistema isocórico.
3).
Después de su atrapamiento, nada ha sido adherido a, o
removido de, las
inclusiones.
Figura 34.- Clasificación de las IF en función de las fases principales presentes: Tipos de inclusiones a: L= líquido, V = vapor, C = fluidos
inmiscibles (L1ac..L2co2, ch4,), S = sólido, G = vidrio, donde: h = halita, x = varios cristales a menudo no identificados y g = vidrio
Análisis por Microtermometría: Método de Trabajo.
Aquí se hace una breve descripción del método de Microtermometría de inclusiones fluidas y el principio
teórico básico empleado para obtener la información.
La microtermometría de inclusiones fluidas es una técnica analítica que permite determinar ciertas variables
fisicoquímicas básicas. Se basa en la identificación microscópica de los cambios de fase que experimenta el
fluido atrapado al interior de las inclusiones fluidas durante un proceso controlado de enfriamiento y
calentamiento.
El análisis se realiza con la ayuda de un microscopio petrográfico de luz transmitida, de 1000 aumentos, al que se
le ha adicionado una platina térmica que permite el calentamiento de especímenes hasta los + 650C, y un sistema
de enfriamiento a base de nitrógeno líquido que baja la temperatura hasta - 200C. El método consiste en provocar
la solidificación (bajo observación microscópica) de las fases fluidas, mediante la disminución progresiva de la
temperatura (hasta -200C). Los procesos de enfriamiento y calentamiento de la muestra se realiza a una velocidad
lenta (1C por minuto) a fin de permitir el equilibrio de las fases, y detectar ópticamente los fenómenos de fusión
y homogenización. Sabiendo que el rango de temperaturas de observación es de - 200 a + 650C, hacen del
método un proceso meticuloso y dispendioso.
Figura 35.- Ejemplo de inclusión acuosa Te: temperatura eutéctico, Temperatura Fusión del Hielo, Th: Temperatura de Homogenización.
Una corrida microtermométrica en inclusiones fluidas genera tres tipos fundamentales de información, Te =
temperatura eutéctica del sistema, Tff = temperatura de fusión del último cristal de hielo dentro de la inclusión, y
Th = temperatura de homogeneización de fases (ver figura 35). Generalmente, en inclusiones fluidas acuosas se
observan estos tres parámetros.
Es importante mencionar que los datos deTff y Th obtenidos deben de corregirse usando una curva de
calibración para el equipo, construida con estándares de puntos de fusión conocidos, con la finalidad de tener
una base de referencia para el manejo de los resultados, cabe mencionar que los equipos modernos presentan
directamente una auto corrección como la platina tipo LINKAM. A continuación se detalla el significado de los
dos principales procesos en las corridas Microtermométricas: 1).- el proceso de enfriamiento y 2).- el proceso de
calentamiento.
Proceso de enfriamiento para obtener la temperatura de fusión del hielo.
La temperatura de fusión es la temperatura en la cual el último cristal de hielo en una inclusión previamente
congelada desaparece. Por convención, la salinidad es calculada a partir de la Tff asumiendo que el fluido solo
contiene agua y NaCl.
Para estimar la salinidad de una inclusión se recurre a una propiedad coligativa, esta es la depresión del punto
de congelación en una solución agua-NaCl; así, en cuanto aumenta la salinidad de la solución, disminuye su
punto de congelación. Por lo tanto, congelando la inclusión y determinando la temperatura de fusión del hielo se
obtiene, por medio del diagrama de fases H2O-NaCl, una estimación de la salinidad del fluido dentro de la
inclusión. Para determinar la temperatura de fusión se congela la inclusión con nitrógeno líquido, mucho más
allá de la temperatura de solidificación. Posteriormente, se calienta gradualmente y en forma controlada, hasta
llegar al punto en que el hielo comienza a fundirse. Esta temperatura corresponde a la composición del
eutéctico. Cuando desaparece el último cristal de hielo se registra la temperatura con la que, de acuerdo con el
diagrama H2O -NaCl, se estima la salinidad relativa del fluido en % peso equivalente de NaCl. Se entiende que
el punto de solidificación de una sustancia es función de su contenido salino, por lo cual esta determinación
permite el cálculo del porcentaje de sales disueltas en la fase acuosa (ver figura 36)
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)
Proceso de calentamiento para obtener la Temperatura de homogenización.
La temperatura de homogenización aporta información sobre la temperatura mínima de formación del
cristal. En ese proceso la temperatura de homogeneización es aquella en que dos fases distintas de una inclusión
se transforman en una fase única. El proceso de calentamiento se efectúa exactamente sobre las mismas
inclusiones que se analizaron a baja temperatura. La temperatura de homogeneización permite determinar, la
densidad del líquido atrapado en la inclusión.
Durante el calentamiento de una inclusión bifásica (L+V) se produce la desaparición progresiva de la burbuja,
hasta su completa desaparición al cuando ocurre se alcanza la temperatura de homogeneización (Th). Dicha
temperatura, en general, es diferente y menor a la temperatura de atrapamiento (TT) de la inclusión.
El equipo de medición. El equipo microtermométrico consta de una platina calentadora-refrigeradora marca
Linkam SGM 600, 3 consolas programables que dirigen y regulan la temperatura, un microscopio petrográfico
marca Olympus, fuente de luz de 150 W y un sistema de video acoplado con visualización hacia una pantalla
de 40``marca Samsung (Ver Figura 37).
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.
VII.3.- TEORÍA SOBRE LOS ISOTOPOS ESTABLES DE CARBÓN, OXÍGENO Y AZUFRE
En los depósitos de los yacimientos minerales se generan varios procesos de intervención e interacción
de procesos magmáticos, actividad bacteriana, circulación de aguas meteóricas o marina las cuales están
enriquecidas en minerales esto es por la interacción agua roca. Pueden tener minerales e incluso yacimientos
preexistentes los cuales son modificados sus características fisicoquímicas iniciales por otras nuevas
condiciones por el medio que se les impone. Los métodos modernos de la geoquímica incluyendo la geoquímica
de isótopos estables han permitido una evolución en los conceptos de la génesis de yacimientos (Ohmoto,
1986).
La geoquímica de los isótopos estables se ha convertido en una disciplina complementaria indispensable en
muchos dominios de la Geología, particularmente en aquellos que implican interacciones entre fluidos y rocas.
Los isótopos estables, de C, O, S e H, se han utilizado para trazar flujos de fluidos hidrotermales que han
circulado por las rocas de la corteza, delimitar halos, anomalías, caracterizar las aguas (salmueras) que dieron
origen a las secuencias minerales presentes, o su uso como geotermómetros (Seal et al. 2000) para determinar
las temperaturas en procesos geológico.
La base de esta herramienta es el entendimiento de los mecanismos y las magnitudes del fraccionamiento
isotópico que acompaña a algunos procesos geológicos; tales como el conocimiento de los factores de
fraccionamiento isotópico en equilibrio entre compuestos como una función de la temperatura y otros
parámetros geoquímicos y los efectos cinéticos de los isótopos que acompañan a la conversión de una sustancia
a otra bajo determinadas condiciones (Ohmoto, 1986).
La aplicación de los estudios de isótopos en minerales de sulfatos nos auxilia para entender la historia
geoquímica de los sistemas geológicos, aprovechando el hecho de que todos los minerales de sulfatos pueden
proporcionar datos isotópicos de S y O y en el caso del yeso, también datos de isótopos de hidrógeno (Seal et al.
2000).
Generalidades.
Los isótopos son átomos de un elemento cuyos núcleos contienen el mismo número de protones pero
distinto número de neutrones. En la Naturaleza existen unos 1700 isótopos diferentes, pero solo unos 260 son
isótopos estables, el resto son isótopos radiactivos, esto es, poseen núcleos que se desintegran espontáneamente
(Faure, 1986).
De entre los elementos más utilizados en la geoquímica de isótopos estables se encuentran el H, Li, B, C, N, O,
Si, S, y Cl. Las características comunes de la mayoría de estos elementos consisten en:
1.
2.
3.
4.
Tienen masas atómicas bajas.
Existe una gran diferencia relativa de masas entre sus isótopos.
Los enlaces que forman son principalmente de carácter covalente.
Estos elementos existen en más de un estado de oxidación, forman una amplia variedad de compuestos o
son constituyentes importantes de los sólidos y fluidos existentes en la naturaleza.
5. La abundancia del isótopo pesado o raro debe ser los suficientemente alta para permitir mediciones
precisas (Faure, 1986).
La geoquímica de los isótopos estables, estudia la variación existente en un compuesto entre el isótopo
pesado y el ligero, así, para los minerales de sulfatos, las relaciones principales son: D/H, 34S/32S y 18O/16 O y
para carbonatos: 13C/12C (Tabla 14).
La composición isotópica de las sustancias esta expresada en notación delta (δ) como una variación “por
mil” (‰) (Seal et al. 2000), relativa a un material de referencia llamado “Standard” (Tabla 14).
Para dos componentes A y B cuyas composiciones isotópicas han sido medidas en el laboratorio mediante
espectrometría de masas convencional tenemos:
(II.6) donde RA y RB son las relaciones de isótopos (pesado/ligero) medidos de los componentes A y B,
Rst es la relación isotópica definida de un standard (Tabla 14).
Como ejemplo, tenemos que para el oxígeno:
Expresado en valor de partes por mil (‰). El valor de referencia para los isótopos de oxígeno es el “Vienna
Standard Mean Ocean Water (VSMOW) (Tabla 14). Para la cual, por definición: δ18O = 0.00 ‰. Para una
muestra con valor positivo (p.e. +5.0 ‰) se dice que esta enriquecida en 18O relativo a VSMOW y en caso
contrario, (p.e. -5.0‰), se dice que esta empobrecida en 18O relativo a VSMOW (Seal et al. 2000; White, 2001).
Otro valor de referencia utilizado para el oxígeno es el PDB, este se utiliza para reportar el δ 18O de los
carbonatos. Este valor está relacionado al VSMOW por:
δ18OPDB = 1.03086 δ18OSMOW + 30.86
(II.7)
Elemento
Oxígeno
Carbono
Azufre
Isótopo-Abundancia
16
O = 99.763%
17
O = 0.0375%
18
O = 0.1995%
12
C = 98.89%
13
C = 1.11%
32
S = 95.02%
33
S = 0.75%
34
S = 4.21%
36
S = 0.02%
Notación
Relación
Standard
δ18O
18
O/16O
V-SMOW*, PDB**
δ13C
13
C/12C
PDB**
1.122 x 10-2
δ 34S
34
CDTϯ
4.43 x 10-2
S/32S
Relación absoluta
2.0052 x 10-3
Vienna Standard Mean Ocean Water; **Pee-Dee-Belemnite; ϯCanyon Diablo Troilite (Iron Meteorite).
*
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.
Para el caso de este yacimiento los minerales que se podrán analizar carbonatos que es un reflejo directo de la
composición isotópica de las aguas que les dieron origen (marinas, no marina o mezclas de ellas. De los
isótopos anteriores, el C, O y S son de especial interés para la aplicación en este trabajo. Se verá el uso de ellos
mediante el estudio sistemático de sus concentraciones en compuestos naturales que se encuentran en medios.
El fraccionamiento isotópico por difusión
En general los isotopos ligeros son más móviles y por lo tanto la difusión puede conducir a una
separación de ligeros de los isotopos pesados. Para los gases, la relación de coeficientes de difusión es
equivalente a la raíz cuadrada inversa de sus masas. Sin embargo, este efecto es generalmente limitado a gases
ideales, donde colisiones entre moléculas son poco frecuentes y fuerzas intermoleculares son negligibles,
mientras que las relaciones en soluciones y solidos son más complicadas (Hoefs, 2009).
Hay diferencia entre la difusión ordinaria y la difusión térmica, en la que una temperatura en el que un gradiente
de temperatura resulta en un transporte de masa. Cuanto mayor es la diferencia de masa, mayor es la tendencia
de las dos especies para separar por difusión térmica.
Experimentos resientes de difusión entre basalto fundido y rolita, demuestran considerables fraccionamientos
isotópicos de Li, Ca y Ge. Especialmente el Li, los procesos de difusión que se producen a altas temperaturas
parecen ser de primera importancia (Hoefs, 2009).
Fraccionamiento Rayleigh
La ecuación Rayleigh es una relación exponencial que describe el particionamiento de isotopos entre dos
reservorios como un reservorio decreciente en tamaño. Las ecuaciones pueden ser usadas para describir un
proceso de fraccionamiento isotópico si: (1) el material es continuamente removido de un sistema mezclado
conteniendo moléculas de dos o más especies isotópicas (ejemplo agua con
y
), (2) el fraccionamiento
que acompaña el proceso de remoción en cualquier instante es descrito por el factor de fraccionamiento α, y (3)
α no cambia durante el proceso.
Despejando la ecuación 12 que se puede obtener:
Ecuación 17
Donde
es la relación isotópica (por ejemplo
) del substrato original, y
restante. Una versión comúnmente usada de la ecuación es:
es la fracción del substrato
Ecuación 18
Donde es la composición inicial isotópica. Esta aproximación es válida para valores de
valores ε positivos menores que +10 .
cercanos a 0 y
El termino fraccionamiento Rayleigh puede ser solo usado para sistemas químicamente abiertos, donde las
especies isotópicas removidas en cada instante están idealmente en equilibrio termodinámico e isotópico.
Reservorios
Como reservorios de referencia, se entiende a los reservorios geoquímicos que han servido como fuente
de los constituyentes isotópicos de las sustancias (minerales, agua, gases, materiales biológicos).
Oxigeno
Los valores del δ18O en ambientes naturales fluctúan en un rango de 100‰ entre todos los reservorios
(Figura 38), la mayor variación de esta la presentan las aguas meteóricas (Figura 39).
Para las aguas, los principales reservorios son: agua marina, agua meteórica y agua juvenil, existen otros tipos
de aguas que pueden ser consideradas como producto de reciclado o mezclas de los reservorios principales (p.e.
aguas connatas, geotérmicas, metamórficas, entre otras), Ohmoto, (1986).
El comportamiento de la composición isotópica del agua marina moderna con respecto al δD y al δ18O, es
bastante uniforme (Figura 39), su variación es entre -7 a +5‰ y -1 a +0.5‰ respectivamente, con valores
promedio cercanos a la composición del SMOW (δD = 0.0‰; δ18O) = 0.0‰. Sin embargo, se sabe que la
composición isotópica del H y el O han variado a través del tiempo, tentativamente, tal variación sería de la
magnitud entre 0 y -3‰ para el δ18O y entre 0 y -25‰ para δD (Sheppard, 1986; y referencias; Figura 40).
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)
Figura 39.- Gráfica de δD y δ18O (‰) 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 ‰; δ18O
= +5.5 a +9.5 ‰) (Craig, 1961; Sheppard et al. 1969).
Las aguas meteóricas, originadas como precipitación, muestran una variación sistemática y predecible de δD
y al δ18O (Seal, 2000 y referencias), permitiendo una variación lineal, la cual genera una recta conocida como
“Línea global de aguas meteórica” (Figura 39 ) descrita por la ecuación:
δD = 8 δ18O + 10
(Craig, 1961)
(II.14)
O por:
δD = 8.13 δ18O + 10.8
(Rozanski, 1963)
(II.15)
La relación lineal observada para las aguas meteóricas se describe como uno de los “procesos de destilación
Rayleigh” los cuales describen con precisión las variaciones isotópicas asociadas con procesos tales como:
precipitación de minerales a partir de soluciones, la condensación-precipitación (lluvia, nieve) de la humedad
atmosférica y, la reducción bacteriana de los sulfatos de agua marina a sulfuros entre otros (Seal, 2000), los
cuales son descritos por la ecuación:
R = Ro f (α-1)
(Broecker y Oversby, 1971)
(II.16)
Que en notación δ (p.e. para oxígeno y azufre) se transforma en:
δ18O = [(δ18O)o + 1000] f
δ34S = [(δ34S)o + 1000] f
(α-1)
(α-1)
– 1000
– 1000
(II.17)
(II.18)
Donde Ro es la relación isotópica inicial y R es la relación isotópica cuando permanece una fracción (f) de la
cantidad inicial, y α es el factor de fraccionamiento, ya sea en equilibrio o cinético.
El intemperismo de minerales de sulfuros genera minerales secundarios de sulfatos, en estos interviene
oxígeno proveniente de aguas y oxígeno derivado de la atmósfera (considerado como otro reservorio de
oxígeno). La composición isotópica de este último, es bastante homogénea, su δ18O promedio es de 23.5 ±0.3
‰ (Dole et al. 1954; Kroopnick y Craig, 1972).
Azufre
Para el azufre (Figura 40), los reservorios de referencia más comunes son: azufre derivado de meteoritos
(estándar CDT “Cañón Diablo Troilite”) y el derivado del agua marina.
Los meteoritos de hierro cuya composición isotópica promedio de azufre es de δ34S = 0.2 ± 0.2 ‰ (Kaplan y
Hulston, 1966), es muy semejante a los valores aportados por los basaltos primarios de cordillera midoceánica
con δ34S = 0.3 ± 0.5 ‰ (Sakai et al. 1984).
Los procesos geoquímicos, especialmente la oxidación y reducción de los sulfatos, ocasionan un fuerte
fraccionamiento en los isótopos de azufre, en el primer caso, se producen especies que son enriquecidas en 34S
en relación al material que les dio origen, en tanto que la reducción genera especies empobrecidas en 34S
(Figura 40).
δ34S (‰)
Figura 40.- δ34S de varios reservorios geológicos. Modificado de Krouse, (1980). Dato de dimetilsulfuro de Calhoun et al. (1991). Figura
tomada de Seal, (2000).
El valor de δ34S para los sulfatos disueltos en aguas marinas modernas es de +21.0 ± 0.2 ‰ (Rees et al.
1978), mientras que, de acuerdo a la composición isotópica registrada en las secuencias de evaporitas antiguas,
muestran que ha habido variaciones de δ34S en los océanos antiguos (Claypool et al. 1980; Figura 41).
Figura 41.- Curvas de edad para δ34S y δ18O 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).
Carbono.
Para el carbono, se reconocen dos reservorios principales en cuencas sedimentarias: a) carbonatos marinos
(biogenéticos o por precipitación química del agua marina) y b) carbono orgánico reducido derivado
principalmente de plantas terrestres y marinas soterradas dentro de sedimentos de grano fino. Existen otros
reservorios que pueden ser importantes localmente como el CO2 atmosférico, el CO2 de suelos, CO2 de manto
entre otros (Emery y Robinson, 1993; Figura 42).
La figura 43 muestra el comportamiento del fraccionamiento isotópico del carbono en ambientes
interrelacionados (atmosfera-océanos-sedimentos).
Figura 42.- Composición de isótopos de C de los principales reservorios de carbono en cuencas sedimentarias. Tomada de Emery y
Robinson, (1993).
Figura 43.- Diagrama esquemático mostrando los valores de δ13C de compuestos de carbono en ambientes cercanos a la superficie. Tomada
de Ohmoto, (1986).
Factores de fraccionamiento
Durante la movilización de los fluidos en la cuenca sedimentaria, los sulfatos del agua marina son
transformados a otras formas de azufre mediante diferentes rutas, esto ocasiona un fraccionamiento isotópico
del azufre (Figura 44).
La evaporación del agua marina, puede provocar un incremento en las actividades del Ca y del SO 4, de igual
manera, la interacción agua marina-roca-sedimentos, coadyuva al incremento de la actividad del Ca, en
cualesquiera de estos casos, se pueden remover los sulfatos del agua marina y precipitar yeso, esto se aprecia en
la ruta (III) de la Figura 44. Por otro lado, la anhidrita precipita a partir de agua marina normal a temperaturas
superiores a 150°C, (Ohmoto, 1986). A 25°C, ambos minerales de sulfatos se enriquecen en cerca de 1.5‰ en
34
S en relación a los sulfatos acuosos (Thode y Monster, 1965).
Mediante datos obtenidos en evaporitas marinas antiguas, Claypool et al. (1980), sugieren que los valores del
δ34S de los sulfatos de aguas marinas antiguas han variado entre 10 y 35‰ (promedio de 17 ‰) durante los
últimos 1800 millones de años (Figura 44).
La ruta (II) de la Figura 44, nos conduce a la formación de sulfuros biogénicos mediante la reducción bacteriana
del azufre, de esta manera, en sedimentos con hierro, el H2S o el HS- reacciona con este elemento y forma pirita.
Los valores de δ34S de los sulfuros sedimentarios, generalmente son más bajos que los de los sulfatos en aguas
marinas contemporáneas. El rango típico observado para ΔSO4-sulfuros es entre 15 a 60 ‰ con un promedio
cercano a 40 ‰ (Ohmoto, 1986).
El azufre orgánico definido por la ruta (I) de la figura 44, se debe en parte al contenido de este elemento como
un constituyente menor de las proteínas de algunos organismos marinos o en algunas algas. Sin embargo, la
materia orgánica soterrada incluida en los sedimentos marinos, puede llegar a contener hasta en 10% en peso de
S (Dinur et al. 1980). La fuente de este azufre orgánico, es probable que se deba a la reducción bacteriana de los
sulfatos en el fluido de poro durante la diagénesis temprana de los sedimentos, donde se nos genera H2S o (HS-,
dependiendo del pH) y este a su vez, forma azufre, ruta (IV) de Figura 44. (Ohmoto, 1986).
El valor del δ34S para el azufre orgánico será entre 1 a 10 ‰ más alto que la pirita coexistente (Thode, 1981;
Dinur et al. 1980).
La ruta (II’) de la Figura 44, implica una hidratación de los sulfuros y un incremento en la temperatura, esto nos
libera iones sulfato y nos genera H2S, este último a su vez, puede sufrir reducción bacteriana y producir
nuevamente azufre orgánico (ruta (IV). Durante la maduración de la materia orgánica, algo del azufre ligado
orgánicamente, puede ser liberado como H2S (ruta I’).
La ruta (III-A) de la misma figura, indica que una reducción bacteriana de sulfatos o del azufre, puede resultar
en la formación de H2S mismo que al seguir la ruta (IV) produce azufre orgánico.
El yeso y la anhidrita pueden ser disueltos y generar sulfatos acuosos, estos pueden sufrir reducción térmica
(rutas III-B y III-C) a temperaturas superiores a 175°C (Kiyosu, 1980; Orr, 1982; Seyfied y Janecky, 1983), o
incluso a temperaturas ≈ 80°C (Powell y Mcqueen, 1984; Orr, 1974), esta reducción es responsable de formar
H2S y, con una subsiguiente reducción bacteriana, producir azufre orgánico a través de la ruta (IV).
Diversos autores han desarrollado estudios de fraccionamiento isotópico en especies de sulfitos y sulfatos tanto
disueltos como gaseosos y para los minerales anhidrita, yeso, barita, calcantita, mirabilita, alunita y jarosita en
rangos de temperatura de 0 a 600°C.
El sistema sulfato disuelto-yeso fue investigado por Thode y Monster, (1965), quienes determinaron un
fraccionamiento isotópico del azufre en este sistema de Δyeso-sulfato = δ34Syeso - δ34Ssulfato = +1.65‰. El sistema
sulfato disuelto-barita, lo estudiaron Kusakabe y Robinson, (1977) a temperaturas entre 110 y 350°C, ellos
encontraron que no hay fraccionamiento isotópico entre estas especies, esto es, Δbarita-sulfato = 0 ‰. Este resultado
es casi consistente con las predicciones de Sakai, (1968) quien concluyó que el fraccionamiento de isótopos de
azufre entre minerales de sulfatos y sulfatos acuosos debe ser pequeña, concluyó además, que un
enriquecimiento pequeño pero medible en δ34S en minerales de sulfatos debe seguir la tendencia CaSO4 >
CaSO4. 2H2O > SrSO4 > BaSO4> PbSO4, en acuerdo también con los trabajos sobre yeso de Thode y Monster,
(1965) y sobre barita de Kusakabe y Robinson, (1977).
Figura 44.- Fraccionamiento isotópico del azufre durante el reciclado de los sulfatos del agua marina. Tomada de Ohmoto, (1986).
En vista de que existe un mínimo fraccionamiento entre los minerales de sulfatos y los sulfatos acuosos, se
puede deducir que la composición isotópica de estos minerales es muy próxima a la composición isotópica de
los fluidos padre, esto es importante para la interpretación de las variaciones seculares en el ciclo del azufre
oceánico global mediante el uso de la composición isotópica del azufre en evaporitas marinas como un registro
de la composición de sulfatos de aguas marinas antiguas (Figura 44).
La figura 44, nos describe el comportamiento isotópico del carbono, en esta, se puede observar que el valor de
δ13C del CO2 atmosférico es alrededor de -7 ‰, mientras que para el HCO-3 disuelto en los océanos el valor
δ13C es de 0 ‰. Las calizas marinas modernas (CaCO3), tienen valores de δ13C entre -1 y 2 ‰ con promedio de
1 ‰, por su parte, el carbono orgánico marino presenta valores de δ13C entre -30 y -10 ‰ (promedio aprox. -22
‰), de la misma manera, el metano, producto del “cracking” térmico de la materia orgánica, muestra valores
de δ13C entre -55 a -35‰, a la vez que, el CO2 generado por este mismo proceso, revela valores de δ13C entre 10 y -28 ‰. El metano resultante de los procesos biogénicos, lo caracterizan valores de δ13C varían entre -110 y
-55 ‰ (Schoell, 1984).
La disolución y decarbonización térmica de calizas, puede liberar carbonatos (CO2, H2CO3, HCO3-) que son
incorporados a los fluidos y, aunque los valores de δ13C de estos carbonatos depende de factores tales como (1)
el valor de δ13C de los minerales carbonatados, (2) la proporción relativa entre las especies minerales
carbonatadas, (3) los factores de fraccionamiento isotópico entre las especies carbonatadas fluidas y minerales y
(4) el grado de descomposición de los carbonatos, bajo la mayoría de condiciones geológicas, el valor de δ 13C
de ΣCO2 derivado de las rocas de carbonatos pude caer entre -8 y 4‰ (Ohmoto, 1986; Figura 44).
Los factores de fraccionamiento de isótopos de carbono en equilibrio son relativamente insensibles a los
cambios de temperatura, comparados estos con los del oxígeno, este hecho los conduce a ser de poca utilidad
en su aplicación como geotermómetros. Su principal uso estriba en determinar el origen del carbono en sistemas
carbonatados (Emery y Robinson, 1993).
Emrich et al. (1970), reportaron factores de fraccionamiento en este sistema a 20°C.



Carbonato de calcio-bicarbonato:
1.00185 ± 2.3x10-4
Bicarbonato-dióxido de carbono gas;
1.00838 ± 1.2x10-4
Carbonato de calcio-dióxido de carbono gas: 1.10017 ± 1.8x10-4
Deines et al. (1974), obtuvieron factores de fraccionamiento de isótopos de carbón mediante la derivación de
una serie de ecuaciones lineales de la forma:
1000 ln α = A (106 T-2) + B, quedando de la manera siguiente para los sistemas:
1000 ln α (H2CO3 (aq) – CO2) = -0.91 + 0.0063 (106 T-2)
1000 ln α (HCO3- (aq) – CO2) = -4.54 + 1.099 (106 T-2)
1000 ln α (CaCO3 – CO2)
= -3.63 + 1.194 (106 T-2)
1000 ln α (CO32- (aq) – CO2) = -3.4 + 0.87 (106 T-2) (derivada de datos limitados)