Franjas Metalogenéticas (XXI - XXIV)

"Año de la Promoción de la Industria Responsable y del Compromiso Climático"

UNIVERSIDAD PRIVADA DEL NORTE

FACULTAD DE INGENIERIA

INGENIERIA DE MINAS

CURSO:

• Geología Minera

TRABAJO:

• Franjas Metalogenéticas (XXI - XXIV)

PROFESOR:

• Ing. Morales Céspedes, Wilver

ALUMNOS:

• Arroyo Valera, Erica.

• Hernández Guerrero, Maycol

• Marín Silva, Issamar

• Medina Abanto, Winny

• Muñoz Gil, Carmen

• Rodríguez Álvarez, Diego

• Torrel Salazar, Abel

CICLO:

• 2014 - I

Cajamarca – Perú

2014

XXI. Franja de pórfidos de Cu-Mo (Au), skarns de Pb-Zn-Cu (Ag) y depósitos polimetálicos relacionados con intrusivos del Mioceno

Esta franja se ubica en la Cordillera Occidental del centro y norte del Perú (5º-12ºS) y es una de las más variadas en cuanto a tipo de yacimientos. Sin embargo hay 3 factores que permiten agruparlos y son: 1) todos tienen como roca de caja regional a las rocas sedimentarias mesozoicas que corresponden a la cuenca occidental mesozoica, 2) no hay grandes extensiones de rocas ígneas, pero si una variedad y cantidad de cuerpos intrusivos pequeños cuyas edades son básicamente miocenas, y 3) la edad de mineralización miocena es común para estos yacimientos. Estructuralmente, la franja está controlada, al oeste por el sistema de fallas de la Cordillera Blanca y al este por el sistema de pliegues y fallas del Marañón, que en realidad es un solo conjunto de dirección NO-SE y forma una faja plegada y corrida, con vergencia al NE, que es el resultado de la deformación mayor del Eoceno (Ángeles, 1987; Mourier, 1988; Noble et al., 1979a; Benavides1999). Las fallas han sido normales durante el mesozoico, separando la cuenca occidental de un alto estructural denominado geoanticlinal del Marañón (Benavides, 1956). En el Cenozoico, durante la inversión tectónica estas jugaron como inversas, produciendo un engrosamiento importante de la corteza (Fig. 32), factor condicionante para la evolución de magmas durante el Mioceno, y por lo tanto, para los fluídos magmáticos-hidrotermales. Sistemas de fallas NE-SO transversales, también han controlado la geometría de la cuenca occidental y la sedimentación en el Mesozoico; luego se reactivaron en el cenozoico actuando, en algunos casos, como rampas laterales delimitando bloques con mayor o menor acortamiento y controlando, en algunos casos, el emplazamiento del Batolito de la Cordillera Blanca y algunos yacimientos como Antamina o Pasto Bueno (Fig. 33). En consecuencia, las reactivaciones en el Mioceno de los sistemas de fallas NO-SE de la faja corrida y plegada, así como las fallas NE-SO transversales, han favoreciendo el emplazamiento de intrusivos relacionados con los depósitos minerales de este dominio.

La cuenca occidental peruana (2000-3000 m) se desarrolló a partir del Jurásico superior (Benavides, 1956; Cobbing et al., 1981) con una sedimentación marina de plataforma silicoclástica, evolucionando a un ambiente de talud de la Formación Chicama (Jaillard y Jacay, 1989; Romero et al., 2004). En el Jurásico superior-Cretácico inferior, la sedimentación cambia a un ambiente deltaico hasta fluvial; correspondiendo a las formaciones Oyón y Chimú. En el Valanginiano se instala una plataforma carbonatada (Formación Santa), la que pasa progresivamente a secuencias de llanura deltaica y fluvio-deltaica (Formación Carhuaz), terminando en el Aptiano inferior con los depósitos fluvio-deltaicos de la Formación Farrat. En el Albiano inferior la sedimentación es carbonatada (Formación Pariahuanca) mientras que más hacia el oeste se instala el arco volcánico Casma. La sedimentación carbonatada sigue en el Albiano medio hasta el Campaniano y corresponde a las formaciones Chulec, Pariatambo, Jumasha y Celendín. Todas estas secuencias han sido deformadas en el Eoceno por el evento tectónico Inca que se inició en ~43 Ma y produjo el sistema de faja plegada y corrida de la Cordillera Blanca y del Marañón, con vergencia hacia el este, es decir hacia el geoanticlinal de Marañón que fue un alto estructural en el Mesozoico, que separó la cuenca occidental de la cuenca oriental. En este alto, donde se ubican las franjas I y II, las secuencias mesozoicas (100-500 m) se depositaron en discordancia sobre rocas paleozoicas, triásicas y jurásicas. Las unidades sedimentarias corresponden al Grupo Goyllarisquizga (Neocomiano) a las formaciones Chulec, Pariatambo, Jumasha y Celendín (Albiano-Campaniano), las que son seguidas por las capas rojas del Cretácico superior-Paleoceno (Formación Casapalca) y del Eoceno-Oligoceno, depositadas en el frente de los cabalgamientos del sistema plegado y corrido del Marañón, como cuencas de antepaís.

Mapa geológico regional con los yacimientos y prospectos más importantes de una parte de la franja de pórfidos de Cu-Mo (Au) y skarns de Pb-Zn-Cu (Ag) del Mioceno, así como la franja de depósitos de W-Cu del Mioceno superior. Tomado de INGEMMET (1999), Love et al. (2004), modificado.

Las rocas magmáticas a lo largo de esta franja son típicamente de composición calco alcalino. Muchos pulsos de actividad intrusiva y volcánica son contemporáneas con la mineralización y emplazadas entre 24 y 4 Ma, desde entonces el magmatismo es inactivo. Lavas de composición intermedia son dominantes en algunas partes de esta franja y particularmente en el norte, al límite con la franja XXII (Franja de depósitos epitermales de Au-Ag y depósitos polimetálicos con superposición epitermal del Mioceno), donde se depositaron localmente flujos de ceniza, que acompañan a los cuerpos intrusivos de esta edad. Algunos análisis químicos y datos isotópicos de Sr y Nd de esta franja son consistentes con magmas derivados de fuentes relativamente discretas en el manto litosférico o cortezas máficas engrosadas por underplated (Noble y Mckee, 1999). Los depósitos de pórfidos de Cu y skarns relacionados, están asociados con stocks de granodioritas a monzonitas calco alcalinas, que cortan a las rocas detríticas y carbonatadas intensamente plegadas y falladas de la cuenca occidental.

Esta franja presenta tres eventos magmáticos relacionados con la mineralización: 22-20 Ma, 18-13 Ma y 10-5 Ma (Quispe et al., 2008). Así, los yacimientos de pórfido de Cu-Mo de Michiquillay y Aurora Patricia pertenecen al primer evento. Los pórfidos de Cu-Mo de El Galeno, La Granja, Cañariaco, Parón y Magistral; y los pórfidos Cu-Au de Perol-Chailhuagon y Cerro Corona se relacionan con el segundo evento registrado entre 18 y 13 Ma, en este caso muchos intrusivos de esta edad han formado skarns y cuerpos de reemplazamiento de Pb-Zn-Ag en el contacto con rocas carbonatadas del Cretácico, como en Chungar, Iscaycruz datados en 13 Ma (Bissig et al., 2008). Por otro lado, existen evidencias de un emplazamiento sintectónico de los stocks de pórfidos de Cu durante los eventos miocenos, como es el caso de El Galeno (Córdova y Hoyos, 2000), Magistral (Perelló et al., 2001) y Pachagón (Perelló et al., 2003b). Otros sistemas porfiríticos similares a los anteriores, se exponen puntualmente en sectores erosionados del dominio volcánico mioceno (Franja XXII), donde se puede mencionar a los depósitos de Chamis, Colpayoc, Cascabamba, San José, La Arena, Alto Dorado, Pashpap, Los Latinos, así como el depósito transicional pórfido-epitermal El Toro y el skarn de Pb-Zn-Cu de El Extraño. El tercer evento magmático de 10-5 Ma está representado por pórfido Cu-Mo (Au) de Río Blanco en el norte del Perú, mientras que Toromocho y Puy Puy al sur de la franja. Los intrusivos de este último evento, en contacto con rocas calcáreas del Cretácico (9º-12º30’S) desarrollaron skarns y cuerpos de reemplazamiento de Cu-Zn y Pb-Zn-Ag, como Antamina, Huanzalá, Pachapaqui, Raura, Ucchuchacua (aunque puede ser más antigua), Huarón, Yauricocha, entre otros. Igualmente, los intrusivos han generado vetas y cuerpos de reemplazamiento de Pb-Zn-Ag, similares a Yauliyacu-Casapalca, Morococha, Mina Solitaria y San Cristóbal, este último con una edad de aproximadamente 6 Ma (Noble & McKee, 1999).

En la parte norte de la franja, los depósitos de El Galeno (Cu-Au-Mo), Michiquillay (Cu-Au-Mo) y Chailhuagon-Perol (Au-Cu) están asociados a complejos intrusivos, porfiríticos, calco alcalinos que contienen plagioclasa, máficos y fenocristales de cuarzo, relacionados con la mineralización y alteración tipo pórfido de Cu (Davies y Williams, 2005).

El Galeno está dominado por cuarcitas como rocas de caja, Michiquillay por cuarcitas y calizas, mientras que Chailhuagon y Perol (Minas Conga) están hospedados en calizas y margas. En Michiquillay las dataciones obtenidas de isócronas 40Ar/39Ar 20.02 ± 0.15 en biotita, así como edades plateau y gases totales de 20.10 ± 0.13 y 19.95 ± 0.13 (Noble et al., 2004) respectivamente, son concordantes y consistentes con las edades K/Ar de 21.0 ± 0.6 y 18.8 ± 1.6 Ma reportados por Laughlin et al. (1968) y Llosa et al. (1996). El Galeno tiene edades de mineralización 40Ar/39Ar en biotita de 17.50 ± 0.30 y 16.5 ± 0.18 Ma (Davies, 2002). Finalmente, Minas Conga tiene edades de alteración y mineralización 40Ar/39Ar de 15.80 ± 0.09 y 15.58 ± 0.12 Ma (roca con alteración potásica y ortoclasa) para Perol y Chailhuagon, respectivamente (Noble et al., 2004). Los resultados

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