UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES Facultad de Ciencias Exactas y Naturales Departamento de Ciencias de la Tierra
METALOGENIA DEL DISTRITO MINERO ZARUMA-PORTOVELO REPÚBLICA DEL ECUADOR Tesis presentada para optar al título de Doctor en Ciencias Geológicas de la Universidad de Buenos Aires
Wilson Rodrigo Bonilla Guevara
Directora de Tesis: Dra. Diana Irene Mutti Consejera de estudios: Dra. Diana Irene Mutti Lugar de trabajo: Distrito Minero Zaruma-Portovelo, República del Ecuador Departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad de Buenos Aires Buenos Aires, 10 de mayo 2009
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METALOGENIA DEL DISTRITO MINERO ZARUMA-PORTOVELO REPÚBLICA DEL ECUADOR RESUMEN La tesis que se presenta bajo el título “Metalogen ia del Distrito Minero ZarumaPortovelo, República del Ecuador” se ha desarrollado con el fin de acceder al acceder al título de Doctor en Ciencias Geológicas de la Universidad de Buenos Aires. Su realización fue posible merced a la sugerencia y apoyo incondicional de la Dra. Diana Irene Mutti a realizar la investigación del mencionado distrito. Este trabajo tuvo por principal objetivo analizar las particularidades morfoeconómico estructurales del distrito minero Zaruma-Portovelo, en el cual se destaca la milenariamente conocida veta polimetálica hidrotermal Vizcaya del depósito Vizcaya-Nicole, seleccionada para los fines investigativos por su representatividad. Lo antedicho, de manera especial, fundamenta la diagramación adoptada adoptada para el trabajo; según la cual a este breve capítulo introductorio, le siguen dos capítulos principales destinados a caracterizar la la geología regional del sector mineralizado de los Andes Ecuatorianos. El capítulo A, proporciona una descripción del marco general dentro del cual se desarrolló la investigación, abarca aspectos metodológicos, geográficos, geológicos y sobre los antecedentes de investigación anteriores. El capítulo B, aborda una descripción del marco geológico regional del área suroeste de los Andes Ecuatorianos. La metalogenia de los yacimientos epitermales del distrito Zaruma-Portovelo, que se presenta en el capítulo C, comprende la alteración hidrotermal, secuencia paragenética, estudios analíticos de inclusiones fluidas y de isótopos de los sistemas hidrotermales y una propuesta del modelo metalogenético para el distrito con una correlación con yacimientos similares. Entre las estructuras observadas en los sistemas mineralizados se discriminan las de tipo macizo, de stockwork , crustiforme-coloforme y brechosa. Singular atención merecen las brechas blancas y brechas negras definidas por el autor, equivalentes a las brechas de explosión hidrotermal o de erupción, entre las que sobresalen las del tipo rompecabezas ( jigsaw jigsaw ) o de clastos flotantes, contracción, expansión de volumen, colapso, corrosión y abrasión. Las texturas dominantes son las de crecimiento primario, de recristalización y reemplazo. Los sistemas se caracterizan por paragénesis multigeneracionales o multiepisódicas de alta temperatura al N del distrito y que hacia el S marcan un descenso progresivo de la concentración de sulfuros junto con la temperatura.
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La pirita ± calcopirita representan una zona de alta temperatura en los cuerpos de sistemas de la “primera serie en echelón” (Sistemas Cerro de Oro y Minas Nuevas-Muluncay). La asociación esfalerita + galena + calcopirita ± pirita ( mena compleja) de temperatura media es abundante en la “segunda serie en echelón” (Sistemas Vizcaya-Nicole, Sexmo-Miranda, Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce, Jorupe, Tamayo-Quebrada, Tamayo-Quebrada, Portovelo y Curipamba). La “tercer a serie en echelón” (Sistema Tablón) de baja temperatura se caracteriza por la ausencia, prácticamente, de sulfuros y más bien la presencia de calcita espática ± rodocrosita y trazas de pirita. Los estudios de alteración de la roca de caja caracterizaron 6 tipos de alteraciones hidrotermales: caolínica, propilítica, argílica intermedia o subpropilítica, argílica, fílica y silicificación. Estas alteraciones en la veta Vizcaya desarrollan una zonación aparente en capas concéntricas del tipo telescoping en torno a la actitud del filón. La secuencia paragenética del distrito representada por la del filón Vizcaya, seleccionado por resumir los rasgos geológicos generales principales y discriminantes del sistema hidrotermal, está integrada por 5 estadios paragenéticos. La petrografía y microtermometría de inclusiones fluidas permitieron diferenciar tres tipos siguendo la clasificación de Roedder (1984): Primarias-Tipo I, Pseudosecundarias-Tipo I y Primarias-Tipo II, todas bifásicas acuosas, las dos primeras compuestas por H2Oliq ± H2Ovap y la tercera por H2Ovap ± H2Oliq. Finalmente, en el capítulo D, se concluye con una propuesta evolutiva para la formación de las vetas, en especial la Veta Vizcaya, perteneciente al sistema Vizcaya-Nicole, basada en la síntesis e integración de los datos e interpretaciones que fueron generados durante la investigación.
Palabras claves: claves: Andes Ecuatorianos, distrito Zaruma-Portovelo, sistema Vizcaya-Nicole, veta Vizcaya, cuarzo, oro, pirita, epitermal, sulfuración intermedia, 20 g/t Au, serie en echelón.
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ABSTRACT The thesis that is presented here under “Metallogeny of Zaruma -Portovelo Mining District, Republic of Ecuador” title has developed for acceding the degree of Sciences Geological Doctor of the Buenos Aires University. Its realization was possible thanks to suggestion and unconditional help of Dra. Diana Irene Mutti in order to realize the investigation of mentioned district. This work had as main objective analyzing structural morfo-economic particularities of Zaruma-Portovelo mining district, in which Vizcaya millenary known hydrothermal polymetallic vein of Vizcaya-Nicole deposit, which was selected for the investigation aims due its representativity, is outstanding. Foresaid in special manner fundaments the adopted diagramation for the work, according to which to this brief introductory chapter two main chapters are followed and destined to characterize the regional geology of mineralized sector of Ecuadorian Andes. The A chapter gives a description of the general setting, within which investigation was developed, it takes geological geographic, and methodical aspects, and over former investigation antecedents. The B chapter boards a description about regional, geological setting of the southwest area of the Ecuadorian Andes. Metallogeny of the epithermal deposits of the Zaruma-Portovelo district, which is presented as C chapter, comprises hydrothermal alteration, paragenetical sequence, fluid inclusions analytical and isotopes studies, from the hydrothermal systems, and a proposal of metallogenical model for the district with a correlation of similar deposits. Among observed structures in the mineralized systems those of the massive, stockwork, crustiform-colloform, and breccia type are discriminated. Black and white breccias defined by the author deserve a singular attention. These are equivalent to explosion hydrothermal or eruption breccias, within which those of jigsaw or floating clasts, contraction, volume expansion, collapse and abrasion type project. Dominant textures are of primary growing, re-crystallization and replacement type. Systems are characterized by multigenerational or multi episodic high temperature paragenesis northern of district, and they mark a progressive decreasing of the sulphurs concentration to the south together with the temperature. Pyrite ± chalcopyrite represent a high temperature zone in the orebody of the systems of the “first series en echelon” (Cerro de Oro and Minas NuevasNuevasMuluncay Systems) The medium temperature sphalerite + galena ± chalcopyrite ± pyr ite ite (complex ore) assemblage is abundant in the “second series en echelón” (Vizcaya-Nicole, Sexmo-Miranda, Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce, Jorupe, Tamayo-Quebrada, Portovelo and Curipamba Systems). Systems ). The “third series en (Tablón System) of low temperature is characterized by the lack of echelon” (Tablón
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sulphurs, practically, and much better by the presence of bladed calcite ± rhodochrosite and pyrite traces. Wall rock alteration studies characterized 6 hydrothermal alteration types: kaolinic, propylitic, intermediate argillic or sub-propylitic, argillic, phyllic and silification. In the Vizcaya Vein these alterations develop an apparent zone in concentric layers of telescoping type around vein attitude. The paragenetical sequence of the district represented by that of the Vizcaya Vein, selected by summarizing main general geological and discriminant features of the hydrothermal system, is integrated by 5 paragenetical stages. Petrography and microtermometry of the fluid inclusions allowed to differentiate three types following Roedder (1984) classification: Primary-Type I, Pseudosecundary-Type I and Primary-Type II, all of them are aqueous biphasic, the two of first are composed by H 2Oliq ± H2Ovap and the third by H 2Ovap ± H2Oliq. Finally, in D chapter it is concluded with an evolutive proposal for the formation of the veins, specially the Vizcaya Vein, which belongs to Vizcaya-Nicole system based on the synthesis and integration of data and interpretation that were generated during the investigation. Keywords: Keywords: Ecuadorian Andes, Zaruma-Portovelo district, Vizcaya-Nicole system, Vizcaya Vein, quartz, gold, pyrite, epithermal, intermediate sulfidation, 20 g/t Au, en echelon series .
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AGRADECIMIENTOS En Argentina, el autor desearía agradecer a la Dra. Académica de Número Diana Irene Mutti y a los miembros de su familia: Dr. Alejandro Di Marco, su esposo y Martin Di Marco, su hijo, por la sincera invitación para realizar el Doctorado en Ciencias Geológicas de la Universidad de Buenos Aires y por sus múltiples atenciones brindadas durante mi estadía en Buenos Aires. A los miembros del Jurado, especialmente al Dr. Eduardo Zappettini por sus valiosas observaciones a la tesis doctoral. Al Lic. Guillermo Cozzi de los laboratorios del Instituto de Tecnología MineraINTEMIN, unidad especializada integrante del Servicio Geológico Minero Argentino-SEGEMAR, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, por haber enseñado y brindado las facilidades para la detección de la adularia por tinción y permitido el uso del microscopio NIKON HFX-DX. A mis amigos de siempre “Che” Dr. Sebastián González Choza y “Che” Lic. Lic. Valentín Galo y su esposa Cecilia por su valiosa ayuda en mi investigación y sus deferencias personales. Al Dr. Vicente Méndez y a su hija Lic. Carolina Méndez por la valiosa ayuda en el material bibliográfico y acogida para poder rendir con éxito lo concerniente a la materia de Geología de Argentina, en la admisión al doctorado. A la Dra. Marta Godeas y Lic. Inés Iné s Korzeniewski del SEGEMAR por su invalorable ayuda en empleo de la técnica del espectrómetro de reflectancia PIMA- Portable Infrared Mineral Analyzer y en la realización de las inclusiones fluidas. En este mismo Servicio Geológico a María Belén Palacio por estar siempre pendiente de los avances de la tesis. Al Dr. Víctor Ramos por sus valiosas lecciones de Geotectónica y Tectónica Andina, y acompañarme acompaña rme a mi país pa ís en su primer p rimer corte de los Andes Ecuatorianos, en la ruta Quito-Papallacta-Baeza y a los doctores Eduardo Rosello, Armando Masabié por las facilidades durante el aprendizaje de sus materias. Al Dr. Héctor Panarello, Director del Instituto de Geocronología y Geología Isotópica-INGEIS y a la lista interminable de todos quienes laboran en este instituto: Cristina García, Claudia Calfuqueo, Nora Cabaleri, Paula Bianchi, Julio Franco, Gustavo Galante, Carlos Corvalán, Eduardo Ibarra, Cristina Pomposiello, Alicia Favetto, Mónica López, Liliana Marbán, Silvina Escobar, Cristina Dapeña y Omar Mierez por su gran acogida demostrada a mi persona como huésped estudiantil y por su constante preocupación durante mi estadía en Buenos Aires . A los conserjes Roberto Daniel Torriani, Esteban Oscar Rodríguez y Fabián Enrique Torriani por abrir las puertas del santuario del saber de la U. B. A., mi segunda alma mater , todos los sábados y domingos, durante los cuales era
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necesario asistir para continuar con con la investigación. En este santuario del saber a la Sra. Rosa Aida Salvia por las gentiles y amables atenciones brindadas en los múltiples trámites realizados en la Secretaría del Departamento de Ciencias de la Tierra de la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales de la U.B.A.. A Leandro Muñoz y Luis Pérez, estudiantes del 5to año de la Licenciatura en Sistemas de Información en la Universidad Nacional de San Juan -ArgentinaFacultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales por sus miniclases de informática para las ediciones oportunas de los temas de la tesis. En Ecuador el autor desearía agradecer a los nobles corazones de mi esposa y mis hijos por su constante apoyo moral y económico al haberme permitido cubrir los gastos, demandados durante mis viajes y estadía en Buenos Aires, utilizando el ahorro de nuestro patrimonio familiar. A mi querida madre, Carmen Elena, y hermanos Mariana, Delia, Alejandro, Lourdes, Luis, Carmen por el apoyo incondicional y cariño familiar para finalmente, al término del doctorado, flamear la bandera de la filosofía existencialista de nuestro difunto padre. A mis cuñados Edgar, Roberto, Tatiana, Irma y a todos mis sobrinos y sobrinas por el mismo apoyo incondicional y familiar. Al Eco. Oscar Loor Risco e Ing. Oscar Loor Oporto, principal ejecutivo y gerente, respectivamente, de la empresa minera BIRA, BIENES RAÍCES S. A. por los múltiples permisos en mi trabajo y facilidades necesarias para el uso de mis sacrificadas vacaciones del año en pro de la ciencia y del conocimiento geológico científico y tecnológico actualizado, durante el tiempo en que duró el doctorado, y la enorme ayuda brindada al facilitar la información y permitir la toma de muestras para los cortes petrográficos y calcográficos, microsonda, difractometría, PIMA e inclusiones fluidas de la Veta Vizcaya. Además mi entera gratitud por la amable acogida, recepción y preocupación del bienestar de mi directora de tesis, Dra. Académica de Número Diana Irene Mutti durante su visita al distrito minero. A Linda Vásquez por sus constantes e-mails llenos de verdadera amistad, valor, ánimos y apoyo moral durante mi permanencia en Buenos Aires. A un amigo incondicional y compañero de trabajo, José Luis Páez, por facilitar los programas estadísticos y la gran ayuda en la cartografía digital y edición de mapas. A los compañeros de trabajo: Marco Peláez, Geovanny Zambrano y Marco Azaul Campoverde por la facilitación de programas editores de fotos y mapas, toma de muestras para inclusiones fluidas y preparación de muestras, respectivamente; así como a José Contento Gualán, capataz minero en mi trabajo, por su preocupación y constantes preguntas acerca de los avances y logros de mi tesis.
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A la Dra. Katthy López por su enorme preocupación y consecución del material académico sobre Geología de Argentina, en los inicios del doctorado, A los ingenieros Guillermo Aguilera, Luis Pilatagsig, Marcelo Oleas y los señores Salomón Brito, Carlos Díaz y César Yépez del Servicio Geológico del EcuadorSGE y de la Dirección Nacional de Minería-DINAMI del Ministerio de Minas y Petróleos por la ayuda de mapas e información geológica y estadística sobre Ecuador y el sector Zaruma-Portovelo, y especialmente, mi enorme gratitud al Ing. Diego Gordón por conseguir y facilitar el permiso ministerial correspondiente para el envío postal de las muestras del distrito d istrito a Buenos Aires. Al Ing. Rubén Montalvo, representante de la sociedad minera O NIVEL, por los mapas e información sobre Minas Nuevas. Al Ing. César López Lóp ez por haber permitido y acompañado la visita de mi directora de tesis a las vetas Abundancia y Portovelo, y por sus valiosos comentarios en la misma. Al Ing. Ángel Cueva por su gesto noble y envío de las múltiples fotos técnicomineras y empresariales del distrito Zaruma-Portovelo. En la esfera internacional, el autor desearía agradecer al Dr. David Rhys por las fotos y papers enviados sobre el distrito Zaruma-Portovelo y por su apoyo moral. A Stephen Leary, Member of the Australasian Institute of Mining and Metallurgy MAusIMM, principal descubridor del mayor yacimiento mundial aurífero hidrotermal Fruta del Norte-FDN, localizado en Zamora Chinchipe-Ecuador, por la inesperada invitación a FDN y abrir las puertas para el encuentro, en esta invitación, con Jeffrey W. Hedenquist con quien compartí y apliqué ciertos conceptos de la tesis. A los doctores Noel White W hite y Richard Richa rd Golfard por los cálidos ánimos, impartidos en sus cartas electrónicas y fervientes deseos de la culminación exitosa del doctorado. A los doctores Massimo Chiaradia y Marco Antonio Galarza por su valiosa ayuda sobre los isótopos de plomo. Al Dr. Antonio Arribas Ar ribas Jr. por el invalorable material sobre sob re yacimientos epitermales enviado a mi dirección y por su consejo que lo llevo siempre grabado: “ no pain no gain”, que valió para que mi sacrificio consiga la ganancia de este doc torado. Al Ing. Civil de Minas Marco Muñoz, actual Director General de Red Minera de Chile por su amistad virtual y apoyo moral constante a la distancia. ….y a todos quienes en mi confiaron la culminación de mi carrera doctoral. Muchísimas gracias de corazón.
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DEDICATORIA A la memoria de un humilde zapatero, Rafael Rosendo, mi padre y ser inmortal en el seno de la progenie Bonilla Guevara por la célebre frase de su filosofía existencialista, que está eternamente escrita en el papiro de nuestro pensamiento: “La mejor herencia es el estudio“
… y a todos los corazones nobles como los de mi esposa Lioudmila y de mis hijos Pablo, Gueórguiy y Sebastián, quienes estuvieron pendientes en todo momento de la realización del doctorado.
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ÍNDICE Pág.
A - MARCO GENERAL
1
A1 - UBICACIÓN Y GENERALIDADES DEL ÁREA DE ESTUDIO
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A2 - METODOLOGÍA DE TRABAJO
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A3 - GEOLOGÍA REGIONAL
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A3.1 - GEOLOGÍA DE LOS ANDES ECUATORIANOS
6
A3.1.1 - Sínt esis de la g eol og ía de la Co rd iller a Occ iden tal
8
A3.1.2 - Sínt esis de l a ge olo gía de l a Cor dil lera Or ient al
9
A3.2 - EVOLUCIÓN GEOTECTÓNICA DE LOS ANDES ECUATORIANOS
11
A4 - HISTORIA DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO Y SUS ANTECEDENTES EN INVESTIGACIONES
14
A4.1 - HISTORIA
14
A4.2 - ANTECEDENTES EN INVESTIGACIONES
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B - MARCO GEOLÓGICO REGIONAL DEL SUROESTE DE LOS ANDES ECUATORIANOS Y DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO
27
B1 - UNIDADES GEOLÓGICAS DEL SO DE LOS ANDES ECUATORIANOS
27
B1.1 - PALEOZOICO
27
B1.1.1 - Unidad Chiguind a (P ZC ZC (P )
27
B1.1.2 - Rocas Metamórficas (M)
29
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B1.2 - MESOZOICO
29
B1.2.1 - J ur ás ic o
29
B1.2.1.1 - Uni dad dad El Toro (JK T T )
29
B1.2.2 - Cr et ác ic o
32
B1.2.2.1 - Uni dad Pallatanga (Kp)
32
B1.2.2.2 - For mación mación Zapotil Zapotil lo-Ciano (K AZ )
32
B1.3 - TERCIARIO
32
B1.3.1 – Paleoceno
32
B1.3.1.1 - Uni dad C M dad M acuchi acuchi (P C E E M )
32
B1.3.1.2 - Vol C S Vo l cáni cos Sacapal ca (P C E E ) S
33
B1.3.2 - Oligoceno
33
B1.3.2.1 - Vol cáni cos Saragur Saragur o ( E- M s)
33
B1.3.3 - Plioceno
33
B1.3.3.1 - For mación mación Pi saya ayambo mbo (M Plp)
33
B1.4 - CUATERNARIO
33
B1.4.1 - A b a n i c o A l u v i a l (Q B B (Q )
33
B1.5- ROCAS INTRUSIVAS
34
B2 - UNIDADES GEOLÓGICAS DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO
34
B2.1 - PALEOZOICO
34
B2.1.1 - Rocas Metamórficas (M)
34
B2.2 - TERCIARIO
34
B2.2.1 - Oligoceno
34
xii
B2.2.1.1 - Vol cáni cos Saragur Saragur o ( E- M s)
34
B2.2.1.2 - Uni dad Po Portove rtovelo lo (O?Pv) (O?Pv)
35
B3 - ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS
37
B3.1 - ESTRUCTURAS EN LA FAJA MINERALIZADA ZARUMAPORTOVELO (FMZP)
37
B3.2 – ESTRUCTURAS DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO
38
B4 - SÍNTESIS DE LA L A EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DE LA REGIÓN SO, FAJA MINERALIZADA ZARUMAPORTOVELO
43
C - DEPÓSITOS MINERALES DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO
46
C1 - GENERALIDADES DE LOS SISTEMAS SISTEM AS MINERALIZADOS
47
C1.1 - CARACTERIZACIÓN ESTRUCTURAL DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS
53
C1.1.1 - Caracterizació Caracterización n Estruc tural de la Veta Vizcaya (Descripción y An álisis Estad ístic o d e Direcc ion es d e Defor m ación)
60
C1.2 - CARACTERIZACIÓN MINERALÓGICA DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS
65
C1.3 - CARACTERIZACIÓN DE LA ALTERACIÓN HIDROTERMAL
70
C1.4 - SECUENCIA PARAGENÉTICA DE LOS SISTEMAS
81
C1.4.1- An álisis y Disc us ión de Estadio s
96
C1.5 - MINERALES DE LAS ZONAS DE OXIDACIÓN Y ENRIQUECIMIENTO SUPERGÉNICO
99
C2 - ESTRUCTURAS Y TEXTURAS TEXTUR AS DE LA MINERALIZACIÓN EN LOS SISTEMAS HIDROTERMALES
102
C2.1 - ESTRUCTURAS DE LA MENA
102
C2.2 - TEXTURAS DE LA MENA
110
xiii
C3 - DETERMINACIÓN DE TEMPERATURA Y PRESIÓN DEL SISTEMA HIDROTERMAL A PARTIR DEL ESTUDIO DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS
111
C3.1- GENERALIDADES SOBRE LAS INCLUSIONES FLUIDAS
111
C3.2 - PETROGRAFÍA Y MICROTERMOMETRÍA DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS
113
C3.2.1 - C a r ac ac t e r i za za c i ón ón d e l o s d i v e r s o s t i p o s r e c o n o c i d o s d e i n c l u s i o n e s f l u i d a s
114
C3.2.2 - Generalidades so bre mic rot ermo m etría
118
C3.3 - ESTADÍSTICA APLICADA AL ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS SELECCIONADOS
119
C3.4 - CORRELACIÓN DE DATOS A PARTIR DEL ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS
125
C4 - ESTUDIOS ISOTÓPICOS
138
C4.1 - ISÓTOPOS ESTABLES
138
C4.2 - ISÓTOPOS INESTABLES
140
C5 - PROPUESTA DE MODELO METALOGENÉTICO
142
C5.1 - AMBIENTE DE FORMACIÓN
142
C5.2 - FUENTE DE ELEMENTOS
144
C5.3 - TRANSPORTE Y DEPOSITACIÓN
145
C5.4 - CLASIFICACIÓN DEL DEPÓSITO
150
C5.5 - COMPARACIÓN CON OTROS DEPÓSITOS
154
C5.6 - SÍNTESIS DE LA EVOLUCIÓN
155
D - CONCLUSIONES
158
BIBLIOGRAFÍA CITADA EN EL TEXTO
163
APÉNDICES
171
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A - MARCO GENERAL A1 - UBICACIÓN Y GENERALIDADES DEL ÁREA DE ESTUDIO El área de estudio se encuentra en la República del Ecuador, situada en el NO de Sudamérica y limitada al N por Colombia, al E y S por Perú, y al O por el océano Pacífico. El Ecuador comprende los Andes Ecuatorianos, que en el territorio continental ocupan la parte central de la república y conforman un corto segmento de la cadena Andina (Faucher et al . 1973). Los Andes Ecuatorianos están integrados por dos cordilleras principales: 1) Cordillera Occidental y 2) Cordillera Oriental o Real, anteriormente conocida como Central; ellas constituyen de acuerdo con el concepto de “provincia geológica” geológica” de Rolleri (1976), en Ramos (1999), la Sierra, región geomorfológica caracterizada por una determinada sucesión estratigráfica, con estilo estructural propio y rasgos geomorfológicos peculiares, los cuales expresan en conjunto una historia geológica particular. La provincia geológica Sierra, además de las cordilleras Occidental y Real, está formada por el valle o graben inter-Andino, con más de una docena de elevaciones separadas en hileras, que constituyen la “ Avenida de Avenida de los Volcanes ” de Alexander Von Humboldt (1802). El área de estudio se encuentra al S de la Cordillera Occidental, en el extremo SO de Ecuador, conformando parte de la faja de mineralización aurífera polimetálica Zaruma-Portovelo (Mutti y Bonilla 2005), en el Terreno Chaucha. Esta faja cubre aproximadamente 4.256 km2 entre los 2° 36´ y 3° 14´ de latitud S, y 80° 6´ y 80° 50´ de longitud O. Políticamente, se enmarca en la jurisdicción de la provincia El Oro (Fig. 1) y comprende al centenario distrito minero Portovelo o Zaruma-Portovelo, racionalmente explotado desde 1904. Está catalogado como subdistrito del distrito minero Azuay (PRODEMINCA 2000) y representado por depósitos desarrollados durante el magmatismo de arco terciario de estilo pórfiro-Cu y epitermal-Au, Ag (Sillitoe 2000). El acceso al distrito Zaruma-Portovelo, se puede realizar utilizando el transporte aéreo en la ruta Quito-Guayaquil-Machala o en la ruta Quito-Guayaquil-Loja, para luego utilizar una extensa red de transporte terrestre que enlaza los destinos finales con la ciudad de Zaruma en 3 horas. Las carreteras de la zona en su mayoría son pavimentadas con tramos consolidados de segundo orden. El distrito se caracteriza por su morfología representada por pendientes fuertes, crestas redondeadas y numerosas colinas que resultan del patrón dendrítico del drenaje secundario.
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Las alturas están comprendidas entre 600 y 1.600 ms.n.m, destacándose la loma El Aguacate (hito Mina Aguada) con 1.565 ms.n.m y el cerro Zaruma Urcu (Fig. 2) con 1.325 metros sobre el nivel del mar. Otras alturas están comprendidas entre los 1.150 y 2.800 ms.n.m en las lejanas parroquias andinas de Guanazán y Abañín. El clima del distrito es templado a subtropical, con dos estaciones bien marcadas: una estación húmeda con abundantes precipitaciones, especialmente en las partes altas y entre los meses de diciembre-mayo; y una estación seca en los restantes meses. Según la estación climatológica de Zaruma, ubicada a 1.195 ms.n.m, el piso térmico es templado, la temperatura anualmente oscila entre 16°-24° C, su humedad relativa es del 83%, la evaporación es de 500 mm, la precipitación promedio anual es de 1.159 mm. Sin variación significativa significativa posee una una pluviosidad de 1.368 mm, acumulados en los meses nublados de diciembre a mayo. En las parroquias del cantón Zaruma, situado a 1.200 ms.n.m, sus habitantes se dedican a la actividad agropecuaria. La vegetación es típica del clima subtropical y está comprendida de pastizales y algunos cultivos de café, cacao y mango, observándose árboles como balsa, higueras, chontilla, saca, guarumo, mango, pomarosa, etc. así como también cultivos de café, maíz, plátano, yuca, naranja, limón, caña de azúcar y una infinidad de arbustos, matorrales y hierbas. Aún quedan pocos vestigios de selva primaria en las partes altas de pendientes fuertes y la mayoría del área está cubierta por extensos pastizales. Uno de los drenajes principales del área general es el río Jubones; no obstante, el distrito minero y la ciudad de Zaruma (Fig. 3) se encuentran dentro de la cuenca hidrográfica del río Puyango.
FIG. 1. Localización política de Zaruma-Portovelo
FIG. 2. Cerro Zaruma Urcu - 1.325 ms.n.m
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La principal red de drenaje la constituyen los ríos Calera, Amarillo y San Luis; los cuales se extienden en un vasto territorio de NE a SO, abarcando pequeños ramales de la Cordillera Occidental de los Andes y formando valles y laderas, tales como en la que se asienta la ciudad de Zaruma, que al unirse con el río Pindo forman el río Puyango, el cual en el territorio del vecino país del sur (Perú) toma el nombre de Tumbes. Las ciudades importantes son Machala, Piñas, Portovelo y Zaruma, esta última se encuentra dotada en su mayor parte de los servicios básicos para el desenvolvimiento de sus actividades diarias, tales como: agua potable, alcantarillado, vías de acceso, calles asfaltadas, luz eléctrica obtenida del sistema interconectado de EMELORO, hospital, cuenta con varias escuelas y colegios además de una extensión de la Universidad Técnica de Loja. La principal actividad económica del sector la constituye la minería, por lo cual la gran parte de la población económicamente activa se dedica a esta labor con sus actividades anexas de molienda, tratamiento, beneficio y comercialización del Au en un porcentaje superior al 60%. La molienda se efectúa principalmente por molinos chilenos (trapiches), los que gradualmente han reemplazado a los molinos californianos. El beneficio o extracción de mineral se efectúa fundamentalmente por procesos gravimétricos con excepción de las empresas BIRA, BIENES RAÍCES S.A., DYNASTY, EMPEC, MINESADCO y MINANCA, que se diferencian por su molienda con chancadora cónica y beneficio del mineral por cianuración. Además, en esta ciudad se dispone de todos los servicios básicos inherentes a las telecomunicaciones, telefonía celular, radio, televisión, internet, etcétera; lo que facilita el desarrollo armónico y sostenible de las actividades, dentro de las cuales se destaca la minería. Aunque no existan estadísticas al respecto, se estima una producción semanal de oro, del orden de 20 kilogramos. La población restante se dedica a otras actividades económicas como por ejemplo: comercio, agricultura y pecuaria. La ciudad de Zaruma es la más desarrollada del distrito ZarumaPortovelo. Su población es de 27.260 habitantes. FIG. 3. Zaruma, Provincia de El Oro
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A2 - METODOLOGÍA DE TRABAJO El desarrollo del presente estudio geológico – – metalogenético del distrito minero aurífero Zaruma-Portovelo, requirió de tareas de campo, laboratorio y gabinete. En lo que respecta a las tareas de campo, es decir, al reconocimiento y mapeo geológico superficial y subterráneo, muestreo y medición de datos estructurales, entre otros aspectos, se realizaron entre los años 2002 y 2007 y con escalas de trabajo variables entre 1: 100 y 1: 100.000. El material y datos obtenidos se confrontaron e integraron con material existente suministrado por la empresa BIRA. Se realizaron los siguientes trabajos de campo, aunque cabe indicar que debido a que su edición en el presente estudio es a escala de formato A4 o menor no se aprecian los rangos de escala descriptos a continuación:
Mapeo geológico geológico local local del distrito Zaruma-Portovelo a escala de detalle detalle con con travesías de campo y utilización de las mismas fotografías aéreas y de las hojas topográficas a escala 1: 25.000 SALVIAS (CT-NVI-C4d, 3683-II-SE), ZARUMA (CT-NVI-E2b, 3682-I-NE), PACCHA (CT-NVI-C4c, 3683-II-SO) y PIÑAS (CT-NVI-E2a, 3682-I-NO); y a escala 1: 50.000 PACCHA (CT-NVIC4, 3683-II) y ZARUMA (CT-NVI-E2, 3682-I), adquiridas en el Instituto Geográfico Militar de Ecuador. Mapeo geológico local o documentación geológica de los niveles principales de la Veta Vizcaya del distrito Zaruma-Portovelo a escala de detalle 1:100, efectuado con teodolito Sokkia DT5, cinta y brújula marca Brunton y fotografías especiales. Reconocimiento y comprobación del mapeo geológico del distrito con travesía de campo, cinta y brújula Brunton. Registro geológico a través de descripciones, esquemas y foto documentación de diferentes elementos geológicos (estructurales, mineralógicos, petrológicos y yacimientológicos). Medición de estructuras sistemáticamente, con brújula Brunton. Recopilación de muestras de mano tanto superficiales como subterráneas para su descripción macro y microscópica, representativas de las variedades litológicas de la comarca y de los depósitos minerales. Análisis detallado de muestras de testigos colectadas a partir de de perforaciones a diamantina con sondas sacatestigos: electro-hidráulica DIAMEC 252-Atlas Copco y pneumática BAZOOKA DRILL-JKS Boyles.
Los trabajos de laboratorio se destinaron a la obtención de información cualitativa y cuantitativa a partir de muestras de roca seleccionadas por su representatividad. La localización de las muestras con fines diversos se indica en los apéndices 1, 2, 3, 4, 5 y 6. A partir del muestreo se involucró:
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La preparación de secciones delgadas con fines petrográficos (51 preparados), estudios de la alteración hidrotermal mediante la técnica PIMA (54 preparados), determinaciones mineralógicas por difracción de rayos X (3 preparados), determinaciones mineralógicas por microsonda (2 preparados), secciones pulidas para estudios mineralógico-texturales calcográficos (21 preparados) y de minerales transparentes, así como de inclusiones fluidas (32 preparados). 34 Determinación de isótopos de δ S (2 muestras).
Es necesario señalar que la metodología junto con las especificaciones que corresponden a cada una de las técnicas de análisis, se exponen oportuna y contextualizadamente en las secciones o apéndices destinados a cada una de ellas. Entre las actividades de gabinete, se distinguen por un lado todas aquellas que son del tipo básico y que han sido desarrolladas en forma permanente e intermitente a lo largo del proceso de investigación, a saber:
Recopilación de información y análisis bibliográfico. Estudio e interpretación de las fotografías aéreas anteriormente señaladas del Instituto Geográfico Militar de Ecuador.
Por otro lado, se destacan las actividades de gabinete específicas, realizadas en las etapas avanzadas de investigación con el fin de analizar e interpretar los datos obtenidos; los cuales se sintetizan en: Procesamiento estadístico de datos estructurales y analíticos. Realización de cálculos termodinámicos y geoquímicos para estimar condiciones físico-químicas. Elaboración de cortes, tablas y diagramas ilustrativos. Confección de mapas geológicos y de analogías con información previa del yacimiento e integración de datos recopilados en el campo y fuentes diversas (hojas topográficas, fotografías aéreas, mapas e información previos). Producción y edición de textos y figuras.
A3 - GEOLOGÍA REGIONAL El entendimiento de la geología regional de los Andes Ecuatorianos suministra beneficios para la exploración minera, no obtenibles por otros métodos, y ayuda a la clasificación de los estilos de mineralización entre los cuales se destacan los del tipo epitermal y comprensión de los procesos de formación de los diversos depósitos metalíferos y no metalíferos, entre otros aspectos.
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Por ello, en el presente capítulo se sintetiza la geología regional de los Andes Ecuatorianos, la cual está representada por formaciones y unidades principales, con especial énfasis, en la litología (sucesión estratigráfica), rasgos geotectónicos (estilo estructural propio) y geomorfológicos peculiares de las Cordilleras Occidental y Real y que, en conjunto, son la expresión de una particular historia geológica de la provincia geológica Sierra. A3.1 - GEOLOGÍA DE LOS ANDES ECUATORIANOS
Los Andes Ecuatorianos han sido estudiados en los siglos pasados por Teodoro Wolf (1892) y Walter Sauer (1965), quienes permitieron determinar que el basamento se configuró en el Paleozoico (Salvador 2002), y expone rocas metamórficas con predominio de gneises y esquistos micáceos, arcillosos, cloríticos y talcosos, entre otros (apéndices 7 y 8). Bristow et al . (1977) distinguen en los Andes Ecuatorianos dos partes: 1) parte septentrional, localizada entre los paralelos 1° N y 2° 30’ 30’ S, la cual forma el segmento S de los Andes Norteños que tienen un rumbo general N-NE, se extiende desde el mar Caribe hasta los 3° de latitud S y comprende dos cordilleras bien delineadas y coronadas por imponentes aparatos volcánicos cuaternarios; y, 2) parte meridional que se sitúa al S del paralelo 2° 30’ 30’ S y donde los Andes ofrecen un estilo muy distinto, con afloramientos que presentan un aspecto bastante complejo. La serie metamórfica forma una faja oriental, con rumbo N-S; pero aflora también mucho más al O, donde constituye la Cordillera de Tahuín de rumbo ENE-OSO. Chiaradia et al . (2004) determinan que, en contraste con los Andes Centrales, la corteza Ecuatoriana está compuesta por terrenos que tienen ambas afinidades: continental y oceánica, acrecionados al continente desde el Jurásico hasta el Eoceno (Feininger 1987; Mourier et al . 1988; Litherland et al . 1994; Jaillard y Soler 1996; Hughes y Pilatasig 2002). Los terrenos con afinidad continental son: Loja, Tahuín, Chaucha (acrecionados al cratón Amazonas en el Jurásico Superior-Cretácico Inferior durante el evento denominado Peltetec; Fase Tectónica Neokimmerica), mientras que los terrenos de afinidad oceánica son: Macuchi, Pallatanga, Alao, Salado (acrecionados al cratón Amazonas desde el Jurásico Superior hasta el Eoceno). A partir del Jurásico, se formaron cuatro arcos magmáti cos por la subducción de la placa Farallón-Nazca: un arco continental Jurásico en el margen occidental del cratón Amazonas, un arco de islas Jurásico (Terreno Alao), un arco de islas del Terciario Inferior (Terreno Macuchi) y un arco continental del Terciario Medio a Superior que abarca los Terrenos Macuchi, Chaucha, Tahuín, Loja y Alao después del ensamble completo de la corteza Ecuatoriana Ec uatoriana (Fig. 4).
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FIG. 4. Mapa geotectónico del Ecuador (modificado de Litherland et al . 1994) que muestra la localización tanto de los Terrenos de afinidad continental (Terrenos Chaucha, Tahuín, Loja) como de los de afinidad oceánica (Terrenos Macuchi, Alao, Salado); las fallas Guayaquil-Maldonado Guayaquil-Maldonado (FGM), Dolores-Guayaquil-Pallatanga Dolores-Guayaquil-Pallatanga (FDGP), Calacalí-Pallatanga-Palenqu Calacalí-Pallatanga-Palenque e (FCPP), Bulubulu (FB), Peltetec (FP), Baños (FBa), Llanganates (FLL), Cosanga-Méndez-Palanda (FCMP), Jubones (FJ), Piñas-Portovelo (FPP) y la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo (FMZP) con la localización de los recintos mineros Ponce Enríquez (PE), Pucará (P), Portovelo y Zaruma. En círculo se indican los volcanes más representativos de Ecuador: Cotopaxi, Cotopaxi, Chimborazo y Tungurahua de los cuales este último se encuentra en plena actividad.
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La mayoría de estos terrenos extendidos por algunos cientos de kilómetros en la dirección N-NE son solamente de pocas decenas de kilómetros de ancho y están separados por zonas de sutura de rumbo N-S a NNE-SSO y fallas menores. En el S de Ecuador los sistemas de fallas corticales profundas de dirección E-O a NESO y suturas como las megaestructuras o fallas transversales Jubones y PiñasPortovelo de dirección NO-SE, marcan la transición de los Andes Centrales a los Nórdicos (deflexión Huancabamba). A3.1.1 - Sínt esis de la g eol og ía de la Cor dil lera Oc ci den tal
La Cordillera Occidental, es parte de un terreno oceánico (Ganser et al . 1973) y se extiende en forma casi paralela a la Fosa de Subducción Perú-Chile. Constituye la prolongación natural de la Cordillera de Colombia y se encuentra inmersa dentro de los Terrenos de afinidad oceánica Macuchi y Pallatanga, asociados con los arcos de islas del Terciario Inferior y Cretácico Medio (pre-Senoniense), respectivamente. Estos terrenos sumados al Terreno de afinidad continental Chaucha conforman la Cordillera Occidental al O del graben inter-Andino. El Terreno Macuchi, conforma la Cordillera Occidental y limita al E con el Terreno Chaucha a través de la falla Calacalí-Pallatanga-Palenque y al O con el Terreno Piñón de la Costa mediante la falla Guayaquil-Maldonado. Abarca una secuencia volcanoclástica, dominantemente sedimentaria, con co n niveles volcánicos intercalados (Dunkley y Gaibor 1997; Pratt et al . 1997), pertenecientes a la antigua Formación Piñón-Macuchi, anteriormente conocida como “Rocas porfídicas y Rocas verdes” (Wolf 1892), 1892), “Formación Diabásica” (Sauer 1950, 1950, 1957) y “Formación DiabasaDiabasa-porfirita” porfirita” (Sauer 1965). Bristow y Feininger (1977) propusieron el nombre de Formación Macuchi para este conjunto de rocas que subyacen capas rojas de la Formación Silante del Paleoceno. La Formación Macuchi ha sido redefinida y descrita por McCourt et al . (1997) siguiendo a Henderson (1981) y Egüez (1986) como Unidad Macuchi. Afloramientos tipo se localizan en: e n: Libertad del Río Blanco, Blanco , al O de Calacalí, en la carretera Cotocollao-Nono-Nanegal (pasando Nono), en los declives occidentales del Atacazo, Corazón e Iliniza (Sauer 1965) y cerca de las inmediaciones orientales, en el extremo S de Pallatanga. Depósitos Volcanic-Hosted Massive Sulfide (VHMS) de Au-Cu-Zn del tipo pórfiroCu y epitermales de Au-Ag del Terciario Superior se hospedan en este terreno. El Terreno Pallatanga limita al E con el Terreno Chaucha (Dunkley y Gaibor 1997; Pratt et al . 1997) de origen continental a través de la falla Bulubulu y al NNO con el Terreno Macuchi mediante el sistema de fallas Dolores-GuayaquilPallatanga. Al N de la Cordillera Occidental, se encuentra conformado por las Unidades Pilatón, Mulaute y Silante que comprenden una secuencia turbidítica, volcano-
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sedimentaria y red beds, respectivamente y están separadas del Terreno Macuchi por la falla Toachi-Toacazo (PRODEMINCA 2000). Al S, está integrado por las Unidades Pallatanga y Yunguilla constituidas por una asociación ofiolítica de basaltos toleíticos, masivos y almohadillados (MORB), y una secuencia de abanico turbidítico, respectivamente. El Terreno Chaucha de afinidad continental y atribuido al Paleozoico-Triásico, limita al E en la parte septentrional a través de la falla Peltetec con el Terreno Loja de afinidad continental y en las partes central y meridional con el Terreno Alao de afinidad oceánica. Al O en la porción septentrional limita con el Terreno Macuchi y en la porción meridional con el Terreno Pallatanga, y al S de la falla transversal Piñas -Portovelo con el terreno Tahuín. No aflora basamento, pero se han encontrado rocas volcánicas recientes, xenolitos de metamorfitas metamorfitas similares a aquellas de los terrenos Loja y Tahuín (Litherland et al . 1994). Por lo que se deduce que estas rocas metamórficas conforman el graben inter-Andino y las escamas tectónicas de la Cordillera Occidental en la parte sur y meridional de la misma. Depósitos del tipo pórfiro-Cu y epitermales de Au-Ag del Terciario Superior están hospedados en el Terreno Chaucha, entre los que se destacan los filones del distrito Zaruma-Portovelo. Las rocas intrusivas de la Cordillera Occidental están integrando los batolitos Apuela-Nanegal, Chaucha y los plutones Chaso Juan-Telimbela y BalzapambaLas Guardias. El margen interno de la Cordillera Occidental está separado del graben inter Andino por fracturas, a lo largo de las cuales se formaron los volcanes cuaternarios Pichincha y Chimborazo, entre otros. A3.1.2 - Sínt esis de la g eol og ía de la Co rd iller a Orien tal
La Cordillera Oriental o Real se correlaciona con la Cordillera Central de Colombia y con respecto a la división de terrenos del Ecuador de Litherland y Zamora (1993) comprende los Terrenos Alao y Salado de afinidad oceánica, asociados con el arco de islas Jurásico. Juntos con el Terreno Loja del Paleozoico-Triásico conforman la Cordillera Real al E del graben inter-Andino, que separa a ambas cordilleras y aloja la mineralización aurífera y polimetálica. El Terreno Alao está definido por una faja o cinturón de esquistos verdes de más de 35 km de ancho, que aflora a lo largo del flanco occidental de la Cordillera Real y en núcleos dentro del valle inter-Andino. Al E limita a través de la falla de Baños con el Terreno Loja. Al O la falla Peltetec lo separa del Terreno Chaucha y al S del Terreno Tahuín.
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Comprende una secuencia de arco de islas oceánico del Jurásico, compuesta por basaltos masivos, andesitas basálticas y rocas verdes con intercalaciones de esquistos verdes, esquistos grafitosos, esquistos pelíticos, cuarcitas y mármoles (Litherland et al . 1994). Alberga las unidades jurásicas El Pan, Alao-Paute, Maguazo y Peltetec y a diferencia de otros terrenos, no expone facies plutónicas. Dentro de estas unidades se destaca la faja ofiolítica de Peltetec, una faja estrecha de 1-2 km de ancho de rocas ofiolíticas con fuerte buzamiento, expuestas en núcleos a lo largo del flanco occidental de la Cordillera Real. Consiste de metagabros y metabasaltos, asociados a otras litologías ígneas máficas, incluyendo serpentinitas y conglomerados serpentínicos pretectónicos. El Terreno Loja, situado al E de la zona de las fallas Baños y Catamayo, forma la “espina dorsal” de la Cordillera Oriental o Real y es continua a lo largo de e sta con excepción de la sección del río Paute. Limita al E con el Terreno Salado a través de la falla Llanganates y al O, en la parte septentrional, con el Terreno Chaucha a través de la falla Peltetec y, en las partes central y meridional, con el Terreno Alao a través de las fallas Baños y Catamayo. Comprende rocas metasedimentarias semipelíticas paleozoicas de procedencia continental de las Unidades Chiguinda, Agoyán y de las anfibolitas basálticas b asálticas de la Unidad Unida d Monte Olivo en las que se ha emplazado el granito tipo-S Tres Lagunas con ilmenita, formado por fusión parcial o anatexis diferencial de rocas dominantemente metasedimentarias en la corteza superior o inferior. El Terreno Salado está limitado al E por el cratón Amazónico a través de la falla Cosanga-Méndez-Palanda y al O por el Terreno Loja, mediante la falla Llanganates. Comprende rocas verdes meta-andesíticas, esquistos verdes y metagrauvacas de la Unidad Upano; esquistos grafitosos-muscovíticos grises o negros de la Unidad Cuyuja, y metaconglomerados, cuarcitas grises, limonitas negras metamorfizadas, filitas calcáreas negras y mármoles intercalados con pizarra y areniscas que se asemejan a una secuencia de flysch de la Unidad Cerro Hermoso. Las rocas intrusivas de la Cordillera Real están integrando los batolitos: Tres Lagunas, Portachuela y Zamora, y los plutones: Rosa Florida, Condúe, ChincualLa Bonita, Pimampiro, Abitagua, Azafrán, Amaluza, Pungalá, Magtayán, Tampanchi, Pichinal, San Lucas y Catamayo. La alineación de los estrato-volcanes jóvenes del Cuaternario (Cayambe, Pumbamarca, Antisana, Sincholagua, Cotopaxi, Quilindaña) se edificó a lo largo de la falla Peltetec al N de 1° de latitud S, continuando al S de esta latitud con los volcanes Tungurahua (Fig. 5) y Altar a lo largo de la falla o frente Baños.
FIG. 5. Estrato-volcán Tungurahua en plena erupción de 16 de agosto del 2006
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A3.2 - EVOLUCIÓN GEOTECTÓNICA DE LOS ANDES ECUATORIANOS Durante el Triásico, tuvo lugar la separación de las placas Centroamericana y Sudamericana, lo que originó un rift intracontinental y cizallamiento con emplazamiento de diques tipo MORB y granitos tipo-S. Los terrenos de las Cordilleras Occidental y Oriental de los Andes Ecuatorianos, formados por la separación de estas placas y por la subsecuente subducción de la placa Farallón/Nazca, bajo el continente Sudamericano, han sido acrecionados al cratón Amazonas desde el Jurásico Superior al Eoceno (Aguirre y Atherton 1987; Feininger 1987; Mourier et al . 1988; Aguirre 1992; Litherland y Aspden 1992; Van Thournout et al . 1992; Litherland et al . 1994; Aspden et al . 1995; Jaillard y Soler 1996; Jaillard et al . 1997; Reynaud et al . 1999; Hughes y Pilatasig 2002; Mamberti et al . 2003). En el Jurásico, la cuenca marginal Salado y el Terreno Alao de arco de islas intraoceánico, así como el arco magmático continental que generó los plutones Azafrán, Abitagua y Zamora, localizados en el margen occidental del cratón Amazónico, fueron formados durante la subducción doble convergente del mar proto-Caribe (Fig. 6). Para entonces, el Terreno Loja colindaba con la cuenca marginal Salado al O y los Terrenos Chaucha y Tahuín eran parte de la placa que subductó más al oeste. Los Terrenos Loja, Tahuín, cuyo basamento cristalino consiste de litologías similares (Fig. 4 y Tabla 1), y el Terreno Chaucha representan fragmentos continentales parcial o completamente aislados durante la separación de las placas Centroamericana y Sudamericana, que subsecuentemente han sido acrecionadas al cratón Amazonas durante el Jurásico Superior-Cretácico Inferior (evento Peltetec; Fig. 6), período en el cual estos fragmentos fueron acrecionados al Terreno Alao del cual se separan por la ofiolita Peltetec. La sutura entre Chaucha/Tahuín y Alao está marcada por cuerpos ofiolíticos desmembrados del Complejo Peltetec (Fig. 6 y Tabla 1). La acreción de los Terrenos Alao, Chaucha y Tahuín causaron un salto hacia el O de la zona de subducción durante el Cretácico. Un arco magmático continental fue establecido durante el Cretácico-Terciario Inferior en la parte más sureña de Ecuador (batolito Tangula con sus facies varias); mientras en el N, acreciones de algunas plataformas flotantes del plateau oceánico del Cretácico Medio (ej.: Piñón, Pallatanga) y arcos de islas intraoceánicos (ej.: San Lorenzo, Macuchi) ocurren desde el Cretácico Superior hasta el Eoceno Superior, durante la conformación de la Cordillera Occidental. Las acreciones del Terciario Inferior de los plateaus oceánicos y arcos de islas marcaron el ensamble completo de la corteza Ecuatoriana, así como el comienzo de la subducción de la placa Farallón/Nazca y el magmatismo de arco-continental asociado (Fig. 6 y Tabla 1), responsable del desarrollo y la evolución tectónica neógena y cuaternaria de los Andes Septentrionales o del Norte, integrados por los Andes Ecuatorianos.
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FIG. 6. Representación esquemática esquemática de la evolución geodinámica de Ecuador (modificado por Feininger 1987; Mourier et al . 1988; Aguirre 1992; Aspden y Litherland 1992; Van Thournout et al . 1992; Litherland et al . 1994; Jaillard y Soler 1996; Jaillard et al . 1997; Chiaradia y Fontboté 2001; Bonilla 2009), indicando la localización y tiempo de los principales eventos minerales. Los caracteres regulares identifican terrenos, mientras que los caracteres itálicos indican depósitos de minerales y eventos geológicos. TRIÁSICO: el rift intracontinental y el cizallamiento marcan el comienzo de la separación entre las placas Centroamericanas y Sudamericana. JURÁSICO: Una doble zona de subducción convergente al E produce el arco de islas intraoceánico Alao y el arco magmático continental en el margen occidental del cratón Amazónico. JURÁSICO SUPERIOR-CRETÁCICO SUPERIOR-CRETÁCICO INFERIOR: Los Terrenos Chaucha y Tahuín son acrecionados al Terreno Alao, desde el cual son separados por la ofiolita Peltetec. CRETÁCICO SUPERIOR-EOCENO: Los arcos de isla intraoceánicos se desarrollan sobre los fragmentos del plateau oceánico del Cretácico y son acrecionados a los Terrenos Chaucha y Tahuín. OLIGOCENO-MIOCENO: La subducción de la placa Farallón/Nazca está asociada con la formación del magmatismo del arco continental a través de la corteza Ecuatoriana ensamblada. FDN = Fruta del Norte.
13 Tabla 1. 1. Sumario simplificado de la estratigrafía estratigrafía y eventos tectónicos en los Terrenos del Ecuador
Era Sistema
Serie
Evento
Piñón/Pallatanga
Terreno
Macuchi
Chaucha/Tahuín Alao Chaucha/Tahuín Alao
Loja
Salado
Amazonas
Plioceno Te err ci cia ri rio M io io ce ce no no O Medio-S Medio-Sup. up. Oligoce Oligoceno no
C I O Z O N E C
Terciario Inferior
Eoceno Paleoceno
Acreción y metamorfismo
Arco magmático continental al S de Ecuador (CretácicoTerciario) Batolito Tangula
Basaltos de arco de islas y andesitas basálticas (Unidad Macuchi)
Arco de Islas, afinidad oceánica (Terciario Inferior o Eoceno InferiorMedio)
Acreción
Cretácico
Evento PELTETEC (Jurásico Superior Cretácico Inferior)
Arco de Islas, Basaltos de afinidad plateau oceánica oceánicos (Cretácico (Formación Medio-PrePiñón/Unidad Senoniense) Pallatanga)
Jurásico
Lutita, arenisca (Unidad Chapiza); intrusiones de arco continental (Chinapintza?)
Acreción y metmorfismo (evento PELTETEC*) Anfibolita Raspas
O C I O Z O S E M
Triásico
O C I O Z O E L A P
Basaltos de arco de isla y andesitas
Rocas volcano Plutones de arco sedimentarias continental tipo-I continental tipo-I andesíticas (Zamora y Abitagua), calco-alcalinas pórfidos y rocas (Formación volcanoUpano): Plutón sedimentarias arco (Unidad Misahualli) continental tipo-I (Azafrán)
Metamorfis mo de alto grado en zonas de cizalla trans tensional; migmatita (Moromoro), granito tipo-S (Moromoro), lentes de anfibolita tipo MORB (Piedras)
Metamorfis mo de alto grado en zonas de cizalla trans tensional; migmatita (Sabanilla), granito tipoS (Tres Lagunas), lentes de anfibolita tipo MORB (Monte Olivo)
Secuencia volcano sedimentaria (Formación Piuntza)
Gneis (La Victoria), esquisto y pizarra (El Tigre)
Gneis (Agoyán), esquisto y pizarra (Chiguinda)
Lutita negra y arenisca (Unidad Pumbuiza); caliza y lutita (Formación Macuma); filita, toba, brecha volcánica y carbonato (Unidad Isimanchi)
O C I O Z O R E T O R P
Basamento metamórfico de alto grado
* Jurásico Superior- Cretácico Inferior
Terreno de afinidad oceánica
Terreno de afinidad continental
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A4 - HISTORIA DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO Y SUS ANTECEDENTES EN INVESTIGACIONES INVESTIGACIONES En particular, la zona del distrito minero Zaruma-Portovelo, localizada en el sector suroccidental del Ecuador, según la información histórica disponible se conoció desde tiempos precolombinos o época incaica y fue trabajada por Au en la época colonial española. A4.1 - HISTORIA
Cuenta la leyenda que con anterioridad al advenimiento de la conquista española, representada por el incansable conquistador español: capitán Don Alonso de Mercadillo, quien siguió el Río Amarillo, aguas arriba, encontrando las minas de los Incas (Billingsley 1926), y en el año de 1549 fundó la noble y bella ciudad de Zaruma, las tribus primitivas Zaruma Urcu explotaban y labraban los minerales auríferos, provenientes de las partes oxidadas de los filones expuestos superficialmente y existentes en este sector. La labranza se efectuaba mediante el empleo de una técnica muy incipiente, original en extremo y al mismo tiempo inverosímil. Esta técnica, traducida al lenguaje filosófico consistía en aplicar una extraña mezcla del “plutonismo” con el “neptunismo” al conjunto roca -mineral. Primeramente, la roca encajante del mineral en veta o filón era sometida a un fuerte calentamiento con ayuda del elemento Fuego, proveniente de la magna fuerza de Plutón, para de inmediato someterla a los efectos del Agua, segunda magna fuerza proveniente de Neptuno. De este modo se provocaba el brusco enfriamiento y resquebrajamiento del mencionado conjunto de materiales. La resultante de la aplicación de esta técnica extraña pero no desconocida en Latino América, se traducía en un estilo explosivo con características iguales o similares a una meteorización artificial , mediante la cual el conjunto volcánico roca-mineral al diaclasarse, fisurarse, fracturarse o resquebrajarse en pedazos, liberaba al mineral contenido en la roca encajante, el mismo que posteriormente se trataba y beneficiaba para la obtención del elemento o metal noble y precioso: Au, pilar dorado de toda la riqueza aurífera y orfebrería precoloniales. Durante el período 1549-1871 hubo una considerable actividad prospectiva y la mayoría de las vetas fueron descubiertas y trabajadas. Se estima estima que un total aproximado de 30 minas de pequeña escala estaban activas y se cree que las explotaciones más antiguas se iniciaron en filones del sector Zaruma. A lo largo del tiempo los nombres de las minas y de las vetas, que forman los filones, han cambiado considerablemente. La mina denominada Sexmo permitió la explotación de uno de los primeros filones detectados de la minería aurífera de la comarca en tiempos precoloniales e históricamente formó la mina más antigua del país. Cuenta la historia que el Rey Felipe II de España, después de ser regalado con una pepa de Au de 3 libras, encontrada en su mina de Zaruma, reemplazó el impuesto del quinto real por “el
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sexmo”, un impuesto consistente en pagar la sexta parte de las ganancias
producidas en sus tierras. De ahí proviene su verdadera etimología, que arbitrariamente ha sido cambiada por la palabra “Sesmo” Sesmo” por algunos investigadores. El nombre español Vizcaya de uno de los filones representativos del distrito marca, evidentemente, la presencia de los conquistadores o colonos hispanos en el sector suroccidental del Ecuador. Luego del período precolonial prosiguió una etapa, durante la guerra de la Independencia Sudamericana, en la cual las operaciones mineras fueron abandonadas. No obstante, la minería organizada en el distrito minero aurífero Zaruma-Portovelo data desde el preludio del siglo XX, época en la que se instalan varias empresas internacionales. En 1871 se estableció una pequeña compañía minera Ecuatoriana-Chilena con capital chileno, pero sin producción apreciable. En 1880 fue fundada la compañía GREAT ZARUMA GOLD MINING CO. LIMITED con capital británico, que inició una exploración subterránea con cierta producción en los filones Sexmo y Portovelo. En 1886 llega la primera remesa de oro a Londres del filón Portovelo y un año más tarde esta compañía cambia la razón social por la de ZARUMA GOLD MINING CO. LIMITED.
En 1889, al S del filón Portovelo, paralelamente a la explotación de su veta principal Portovelo, la compañía británica descubre el filón Abundancia -segmento S-. Su nombre obedece a la gran potencia descubierta de 4 m y tenor >31,10 g/t (1 oz/t) Au. Wolf (1892) refleja en su cita textual el estado de la mina Portovelo en aquel momento evolutivo de este descubrimiento minero: “…trabajando la maquinaria con 60 pisones y beneficiando 80 toneladas por día, la ganancia líquida llegará a 40 onzas diarias, esto es doce mil onzas al año …”, lo cual hace
pensar que el descubrimiento del filón Abundancia -segmento S- fue uno de los más importantes en la historia del desarrollo del distrito ya que su producción, sumada a la del filón Portovelo, permitía elevar enormemente los índices de rentabilidad y productividad. Luego vendría el descubrimiento del segmento N del filón Abundancia y de los niveles inferiores del filón Cantabria, localizado en el sitio El Castillo, a 2 km al N de Portovelo, que fue inicialmente explotado por los españoles, quienes alcanzaron en la veta principal de este filón una profundidad de 30 m, con 1 m de potencia y ley de hasta 62,21 g/t (2 oz/t) Au. El principal período de explotación del distrito fue desarrollado por la compañía SOUTH AMERICAN DEVELOPMENT COMPANY (SADCO ), una subsidiaria de ASARCO, que operó el distrito desde 1897, año en que ganó el control de los depósitos de oro.
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SADCO se constituyó legalmente en 1904 para realizar prospección sistemática, desarrollo y producción hasta 1950, con gran furor minero a nivel latinoamericano. En 1920, compró los derechos sobre el sector Minas Nuevas, hacia el N de Zaruma, donde realizó una investigación detallada que condujo al descubrimiento de menas muy ricas, las mismas que fueron explotadas por su filial denominada CALERA MINING COMPANY . Entre 1904 y 1936 SADCO recuperó el oro mediante cianuración y en 1936 instaló una planta de 450 t de flotación/cianuración para recuperar los sulfuros y los concentrados de plata. Esta compañía trabajó los niveles superiores de los filones filones con túneles y un pique (“pique americano”), ubicado junto a la bocamina principal o Mina Grande para acceder a los niveles inferiores. La mayoría del oro explotado provino de seis filones: Portovelo, Abundancia, Jorupe, Vizcaya, Pacchapamba, Sexmo y Curipamba. A pesar del incremento en e n los costos de operación y de d e un precio desfavorable del oro, la mina fue rentable hasta el 19 de diciembre de 1944, cuando una masiva entrada de agua inundó el nivel 9 de Mina Grande por un brote de 1.800 gal/min. En 1946, la compañía SADCO mediante un memorando dirigido al Ministerio de Energía y Minas, puso de manifiesto las enormes dificultades que amenazaban la operación minera tales como la inundación de este nivel 9, aumento en los costos de producción y la baja de reservas económicamente rentables; factores que permitían a la mina una vida útil por no más de tres años (SADCO 1946). Hasta este año las reservas del sistema de filones Portovelo totalizaron 271.000 t de las cuales, en 1949, se extrajeron 163.000 t con una producción de 2,5 t Au (Mosquera 1951). De acuerdo con Rhys y Lewis (2004) la producción total de este sistema fue 110 t de Au con promedios desde 15 g/t (0,48 oz/t) Au hasta >50 g/t (1,61 oz/t) Ag. Según Van Thournout et al . (1996), la producción estimada de la operación de SADCO totalizó 111,9 t (3,6 Moz) Au y 373,2 t (12 Moz) Ag, provenientes de 7,6 Mt de mena con una ley de corte de 14,4 g/t (0,46 oz/t) Au y 48,9 g/t (1,57 oz/t) Ag, y una producción diaria de 108 toneladas. Más del 80% de toda la producción del distrito se ha obtenido del filón maestro Abundancia y de los filones Cantabria, Jorupe, Tamayo y Soroche. Cuando SADCO cesó finalmente las operaciones en 1950, el Estado Ecuatoriano compró todos los activos y formó una compañía inicialmente llamada COMPAÑÍA ANÓNIMA MINERAL INDUSTRIAL ECUATORIANA (CAMINE) que continuó la explotación del distrito. Luego de un paro en el procesamiento del mineral hasta marzo de 1951, CAMINE se reconstituyó en COMPAÑÍA INDUSTRIAL MINERA ASOCIADA S.A. (CIMA) de economía mixta, cuyos accionistas fueron la Municipalidad de Zaruma (52%) y la Corporativa de los trabajadores (48%). Las extensas concesiones de SADCO (aproximadamente 160 km 2) se redujeron substancialmente, al término de la explotación en los sectores Minas Nuevas y
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Cerro de Oro, y luego CIMA se quedó con la misma extensión que ocupa la zona denominada Proyecto Portovelo , la cual se extiende desde el sector El Tablón en el SE de Portovelo hasta la ciudad de Arcapamba en el N (Fig. 7). Entre los años 1950 y principios de los años 1960, CIMA registró utilidades considerables. Según Alfaro (1980a), desde comienzos de los 50s hasta finales de 1965, esta compañía produjo 1,5 Mt de mineral con una ley media de 7,77 g/t (0,25 oz/t) Au; 64,38 g/t (2,07 oz/t) Ag; 0,9% Cu y 1% Zn. Un total de 11,7 t (375.000 oz) Au. Otras estadísticas señalan que en el período 1955 – 1955 –1965, 1965, CIMA realizó trabajos de pequeña escala en Minas Nuevas y Cerro de Oro (Ayapamba) con una media productiva de 50 t/día. Desde 1965, debido a la carencia de inversiones en exploración y desarrollo, ineficiencia de los métodos de explotación y baja productividad CIMA registró pérdidas, pese a que las áreas de Minas Nuevas y Cerro de Oro fueron tomadas por esta compañía en 1973.
FIG. 7. Localización de las áreas mineras de CIMA y del PROYECTO PORTOVELO dentro del distrito Zaruma-Portovelo.
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Estudios de documentos disponibles de todas las explotaciones anteriores, realizados por parte del consultor Barrantes (1977) para CIMA, concluyeron que quedaban bloques con reservas indicadas que suman 94.000 t sin dilución y leyes con tenores promedios de 9 g/t (0,28 oz/t) Au y 84 g/t (2,70 oz/t) Ag. Sin embargo, CIMA finalmente se declaró en quiebra en 1978. Desde 1979 hasta 1985 se realizó explotación reducida del Proyecto Portovelo por parte de la DIRECCIÓN GENERAL DE GEOLOGÍA Y MINAS (DGGM), labor que posteriormente continuara el INSTITUTO ECUATORIANO DE MINERÍA (INEMIN), hasta 1991. Por parte de la DGGM alrededor de 30 t/día fueron producidas en la vieja mina de SADCO-CIMA hasta finales de 1983, cuando nuevas entradas de agua inundaron la mina hasta el nivel principal (nivel1). A partir de este momento las operaciones tuvieron una magra producción de 12 t/día (0,38 oz/t) con ley media de 18 g/t (0,57 oz/t) Au de las vetas Soroche (descubierto por SADCO, posteriormente explorado por CIMA en junio 1979, bajo el nombre de filón San León) y Agua Dulce. El inicio de la explotación de San León le correspondió a la DGGM, en febrero de 1984 y luego al INEMIN, alcanzando una producción de 2.853 t de mineral. Desde 1984, en cada año hasta el 2000, se ha producido de 1,08 t (35.000 oz) a 1,55 t (50.000 oz) Au por mineros informales, sociedades mineras que operaban a escala pequeña y principalmente por el descubrimiento posterior del filón Octubrina de la empresa BIRA en el área minera PALACIOS. Bajo el marco del Proyecto Portovelo , la DGGM-INEMIN sólo pudo emplear a una pequeña proporción de la fuerza laboral de CIMA y la gran cantidad de desempleados fue la principal causa de la invasión de todas las concesiones o áreas mineras (incluyendo el mismo Proyecto Portovelo ) por mineros informales, comúnmente comúnmente conocidos como “petroleros”. “petroleros”. El resultado fue un estado virtual de anarquía con proliferación incontrolada de operaciones a pequeña escala. En algunos sectores se establecieron cooperativas con plantas de recuperación. Con el ánimo de legalizar y regular esta caótica situación INEMIN introdujo en 1985 un esquema para subdividir el Proyecto Portovelo en en lotes de acuerdo con la cantidad de terreno poseído y el tamaño de la operación informal. De esta manera, la actividad de exploración moderna dentro del distrito minero ZarumaPortovelo empieza en 1985. A partir de este año, se puso en marcha el “Plan de Lotización Minera”, que asignaba propiedades legales mineras a personas naturales, jurídicas, nacionales o extranjeras. Mediante este plan minero, casi al comenzar la última década del milenio anterior (1986), la empresa minera ecuatoriana BIRA, celebra el 29 de mayo de 1986 su primer contrato o título de concesión minera de exploración sobre el área denominada PALACIOS. Los versátiles precios del oro hasta 1988 animaron la cantidad de la minería a pequeña escala (conforme criterio y definición de la legislación minera Ecuatoriana vigente) en contra de tenores de metales preciosos decrecientes y a mediados-
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finales de los 90s han visto algo de renacimiento con el establecimiento de las operaciones mineras modernas a esta escala de BIRA en Zaruma y la COMPAÑÍA MINERA NANGUIPA C. A., MINANCA en Portovelo. Ambas Portovelo. Ambas empresas inicialmente rehabilitaron algunos de los viejos trabajos de SADCO; mientras tanto los mineros artesanales a pequeña escala minaban, trituraban y amalgamaban la mena para la extracción de Au libre. Los residuos con leyes >10 g/t (0,32 oz/t) Au eran transportados en camión a más de un centenar de plantas de cianuración a lo largo de los ríos Amarillo y Calera. Toma alrededor de un mes tratar 100 t y la recuperación es del 75 por ciento. A mediados de los 90 algunas compañías extranjeras intentaron consolidar propiedades mineras para lo cual llevaron a efecto programas de exploración sistemática. En la información estadística de los 90, la minería de Portovelo y Zaruma totalizó 3 Mt (INEMIN-CODIGEM 1990, en Jemielita y Bolaños 1993). En 1992 la estimación oficial de reservas del distrito las situaba en 120.000 t de mineral probado y probable, con leyes de 63 g/t (2,02 oz/t) Ag; 12 g/t (0,38 oz/t) Au; 1% Cu y 1,7% Zn. Posteriormente, aparece MINECSA, MINERALES DEL ECUADOR S. A. para celebrar el 16 de mayo de 1994 su primer título de concesión minera de exploración del filón Nicole. En 1995, la compañía canadiense TVX GOLD CORPORATION hizo su primer intento de consolidación de propiedades mineras, dentro y fuera del sector del Proyecto Portovelo, alcanzando acuerdos con la mayoría de las sociedades mineras del sector Zaruma. En 1997, la empresa MINANCA consolida la tenencia de las labores principales del ex-INEMIN en Portovelo y rehabilita algunos de los trabajos viejos de SADCO en los filones Abundancia y Portovelo. En 1998 toda la información, generada por TVX GOLD CORPORATION, fue adquirida por IAMGOLD ECUADOR S.A. (“IAMGOLD”), (“IAMGOLD”), que mejoró, significativamente, la consolidación legal del área (8.846 ha), relacionada al Proyecto Retazos, en el distrito aurífero Zaruma-Portovelo. En 2003, la corporación ecuatoriana MINERA AUSTRALIANA S. A. adquirió 8.175 ha de IAMGOLD y ELIPE S. A., una subsidiaria ecuatoriana de DYNASTY METALS & MINING INC., se asigna el 100% del interés de MINERA AUSTRALIANA. En este mismo año, aparece la EMPRESA MINERA PORTOVELO ECUADOR, EMPEC, asociada al Grupo MERENDON de Canadá, que se dedica a la rehabilitación y explotación del sector El Tablón, principalmente en los filones Curipamba, Fortuna y Tablón, localizados en el extremo suroriental suroriental del distrito minero.
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En 2004 se nota la presencia de la EMPRESA MINERA NEVADA de Estados Unidos, rehabilitando los niveles inferiores (hasta el tercer nivel) de los filones Portovelo y Abundancia. A mediados del 2007 aparecen en el distrito las empresas: CIA. MINERA MINESADCO en lugar de la EMPRESA MINERA NEVADA; CIA MINERA DEL PACÍFICO NOROESTE S.A. o corporación ecuatoriana “PACIFICO” “PACIFICO” en lugar de EMPEC; ECUADOR GOLD CORP. S.A. o corporación ecuatoriana “ECUADOR GOLD CORP” CORP” en calidad de subsidiaria de la corporación de Nevada SPIRIT EXPLORATION INC.-“SPIRIT” INC.-“SPIRIT”,, y la empresa nacional MIRANDA, cuya razón social al presente es COMPAÑÍA MINERA PL. S. A., COMIPLSA. Actualmente, BIRA continúa con la explotación del filón Octubrina (segmento sur del filón Vizcaya) y la exploración de nuevos filones descubiertos: Gaby, Santa Ana, Elizabeth y Teresa; mientras que MINECSA continúa con el desarrollo del filón Nicole y DYNASTY ha puesto en marcha la planta de tratamiento de capacidad de molienda de 800.000 t/a aunque el objetivo actual para la producción comercial es de 300.000 t/a (Fig. 8). De acuerdo con estadísticas presentes, BIRA y MINECSA, desde 1996 hasta 2007, han producido 474.078 t de mineral con ley promedio de 20 g/t Au y por otro lado, han reportado 19.463.737,24 g de barras bullions. Según las estimaciones de Spencer et al. (2002), la producción total de Au del distrito fue del orden de 4,5 Moz (~140,8 t). A4.2 - ANTECEDENTES EN INVESTIGACIONES
Una serie de estudios sistemáticos de la mineralización del distrito ZarumaPortovelo han sido realizados por los geólogos de SADCO y por varios consultores y misiones extranjeras. Entre 1904 y 1936 la compañía SADCO recuperó el oro mediante cianuración. En este período, contribuciones importantes hicieron McIver (1924) y Billingsley (1926). Otras contribuciones ampliamente difundidas fueron hechas por Jarrel (1940) acerca de las posibilidades de mineralización en la Riolita de Zaruma, donde describe la existencia de 10 vetas, y Knox (1943, 1944) sobre sugerencias de un programa geológico en Portovelo. Hasta el año1946 casi todos los trabajos exploratorios fueron ejecutados por SADCO tanto a nivel regional como a nivel de detalle y las investigaciones realizadas por Billingsley (1926) dieron el mejor fruto del conocimiento geológico de entonces y que hasta el presente sirven de guía referencial, técnica y científica para el desarrollo del distrito. En este mismo año se sumaron las investigaciones de reservas minerales realizadas por Hume (1946), placeres auríferos del Río Amarillo por Maillot (1946), y las de reconocimiento del contacto entre las rocas metamórficas y volcánicas de la Provincia de El Oro por Wallis (1946).
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FIG. 8. Instalaciones de empresas mineras en el distrito Zaruma-Portovelo. a) BIRA, BIENES RAÍCES S. A.. b) EMPEC, EMPRESA MINERA PORTOVELO ECUADOR. c) CIA. MINERA MINESADCO. d) ECUADOR GOLD CORP. S. A.. e) Planta de tratamiento y beneficio de CIA. MINERA MINESADCO. f) Planta de tratamiento y beneficio de DYNASTY.
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A continuación, la geología del sector Cerro de Oro fue estudiada e studiada por Marikovsky (1958) para CIMA y el distrito fue visitado por las misiones Franco-Ecuatoriana (Spindler et al . 1959), Alemana (Schneider-Sherbina 1959) y Americana (Ericksen 1961). Schneider (1959) realizó una serie de estudios mineralógicos y concluyó que el vector más importante de la plata en el distrito es la proustita. Al mismo tiempo, en los sectores de El Sexmo y de Vizcaya, descartó la importancia de que rocas categorizadas como diques o sills de un intrusivo más potásico sean tales ya que determinó que se trataban de rocas adularizadas. En 1977 se efectuó un estudio de evaluación de reservas sobre la base de la la compilación de datos y documentos disponibles de explotaciones anteriores, por parte del consultor peruano Barrantes, y hasta la venida posterior de una misión Japonesa (Kizuka et al . 1980, en INEMIN y AGCD 1989), no se realizó aporte alguno a la investigación geológico-minera del distrito. En 1980 un consultor del Banco Internacional de Desarrollo (BID) efectuó una evaluación general y propuso un programa de exploración, tanto regional como en sectores específicos (Alfaro 1980a, 1980b). En el período comprendido entre 1985-1988, paralelamente a la exploración realizada por BIRA, INEMIN con los expertos de la Corporación Técnica de Bélgica (INEMIN y AGCD 1989) desarrolló una campaña de sondeos y evaluación del distrito minero aurífero hidrotermal Zaruma-Portovelo. Dentro de esta evaluación en lo que concierne a la mineralización del distrito los autores diferencian claramente dos tipos de pirita, una cristalizada con típicos cristales cúbicos de color amarillo brillante y otra amorfa de color amarillo opaco, sin que se conozca si la pirita tiene relación con la mineralización aurífera. Afirman también que la calcopirita no tiene la importancia económica como mineral de cobre; la misma que predomina mayormente en la veta Agua Dulce y se encuentra asociada con la pirita y la esfalerita, sin que tampoco se conozca su relación con el oro. Los autores además determinan los siguientes tipos de alteración hidrotermal: propilitización, argilización, silicificación y adularización. Esta última alteración no había sido reconocida ni por SADCO ni por Naciones Unidas. Lebrat et al. (1987) realizaron un estudio de geoquímica en rocas volcánicas de las provincias geológicas Costa (Formación Piñón) y Sierra (Formaciones Macuchi y Celica), producto de la pre-colisión del Cretácico Superior-Paleógeno. En este estudio se definen tres series de rocas: la primera que incluye toleitas de afinidad de piso oceánico, la segunda contiene toleitas de arco de islas y la tercera comprende rocas calco-alcalinas de composición andesítica y dacítica de arco volcánico continental que integran la Formación Celica. Esta formación se interpretó por parte de los autores como remanente del arco volcánico continental, localizado en la parte SO de Ecuador.
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El desarrollo geológico-minero de la porción centro-noroccidental del distrito minero Zaruma-Portovelo, particularmente en lo que tiene que ver con los filones Vizcaya y Nicole, ha sido realizado, respectivamente, por las empresas ecuatorianas BIRA y MINECSA. Luego de un arduo programa de exploración geológico-minera, desde 1986 hasta 1994, consistente en el franqueo de galerías de destape, muestreo y geología de detalle y estructural; sustentada en una inversión de 8.000.000 de dólares americanos, BIRA descubre el filón Octubrina. Este filón es el segmento S del estructural del filón Vizcaya, no descubierto ni explotado por las compañías trend estructural predecesoras. En 1995, MINECSA descubre el filón Nicole, mientras que la compañía canadiense TVX GOLD CORPORATION realiza una exploración a escala de distrito (Kalinaj 2004), empezando por un mapeo superficial y subterráneo, particularmente de las áreas Zaruma y Muluncay hasta 1996. Entre 1995 y 2000 el Proyecto de Asistencia Técnica para el Desarrollo Minero y Control Ambiental (PRODEMINCA) ejecutó un sostenido programa de apoyo a la minería aurífera de pequeña escala. La exploración moderna, ha permitido el reconocimiento y estudio de varios afloramientos, filones y recintos dentro y fuera del distrito Zaruma-Portovelo por Van Thournout et al. (1991, 1996), Loyola (1996), Paladines y Rosero (1996) Bonilla (1996, 1997, 2002), Galarza et al. (1999), Sillitoe (2000), Rhys (2000), y Spencer et al. (2002). Van Thournout et al. (1991) determinaron que la paragénesis más común presenta la secuencia: cuarzo + esfalerita rica en Fe + calcopirita + marcasita + pirita + bornita + galena + esfalerita pobre en Fe + tetraedrita + oro, seguida por depositación de un enriquecimiento secundario de calcosina y covelina. Van Thournout et al . (1996) definieron una serie andesítica discordante (piroclastos, lava andesítica cuarcífera encima de sedimentos tobáceos y capas tobáceas más jóvenes con orientación N40°E y buzamiento 70°SE) sobre las andesitas-dacitas muy plegadas de la Formación Celica y al igual que en INEMIN y AGCD (1989), describió los mismos tipos de alteración hidrotermal. También efectuaron análisis microtermométricos en inclusiones fluidas de 9 muestras provenientes de los sulfuros polimetálicos de Portovelo y catalogaron al distrito como un depósito filoneano de grandes dimensiones, mayormente de tipo epitermal, con localmente localmente afinidades afinidades mesotermales, discriminándolo dentro del subtipo adularia sericita. Concluyeron que la mineralización está asociada a una etapa de actividad magmática que se produjo después de la formación de una posible caldera riolítica. En particular, Loyola (1996) realizó una investigación petrográfica y geoquímica de los granitoides de composición tonalítica a granodiorítica: El Prado, Guayabo-
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Porotillo, localizados más al SE del distrito en el basamento metamórfico o Complejo Metamórfico El Oro (Aspden et al. 1995); Ambocas, Luis-Ambocas y Amarillo-Pindo, situados al E del distrito en la Serie volcánica Muluncay de Billingsley (1926). Bonilla (1996) define por primera vez dos tipos de asociaciones económicomineralógicas de la Veta Vizcaya sobre la base de un estudio macroscópico: 1) cuarzo-feldespato-esfalerita (QfelSf) y 2) clorita-pirita-hematita (ClPyHe). En este año Paladines y Rosero (1996) definieron para el dist rito 4 estadios o “estadias”, “estadias” , como ellos los denominan, en la secuencia paragenética de la mineralización (apéndice 9). Bonilla y Ramirez (1997) realizaron un estudio de reservas para MINANCA en las minas Mina Grande, Mina Caliente y Mina II (Portovelo). En este estudio, se involucran los filones Abundancia, Portovelo, Jorupe y Cantabria, y se describen varias asociaciones mineralógicas de las muestras colectadas, sistemáticamente, para el cálculo de reservas. Galarza et al. (1999) efectuaron un estudio de geología isotópica por métodos RbSr y Pb-Pb en roca total de estos granitoides calco-alcalinos y del de Salatí, así como de las rocas de la Serie Muluncay, galenas y calcitas de vetas cuarzoauríferas del distrito (apéndice 10). Las muestras de estas vetas fueron colectadas en las minas Miranda Miranda (Zaruma), Jorupe, Jorupe, Bomba de Pachapamba, Mina Caliente (nivel 1 y nivel 2) y La Cascada (Portovelo) (Galarza, comm. pers. comm. pers. a Bonilla 2009). Estos autores determinaron la edad Rb-Sr de 48 ± 12 Ma para las rocas volcánicas de la Serie Muluncay, interpretada como aquella de su extrusión, y de 211 ± 26 Ma para el granitoide El Prado de la región Zaruma-Portovelo, similar a la de los granitoides Moromoro y Marcabelí, que cortan las secuencias metamórficas del Complejo Metamórfico El Oro. Esta edad la interpretan como edad de su cristalización. Sillitoe (2000) representó la mineralización asociada espacialmente con los pórfiros por los siguientes tipos: 1) diseminaciones de pirita > calcopirita, 2) stockworks con un pronunciado control estructural portadores de pirita ± calcopirita ± molibdenita ± magnetita ± scheelita ± pirrotina, 3) cuerpos de brechas hidrotermales vinculados con diques y stocks porfíricos, con pirita ± calcopirita ± pirrotina ± marcasita ± hematita ± oro ± arsenopirita ± esfalerita ± tetraedrita ± molibdenita y 4) oro + electrum ± pirita ± calcopirita en rellenos de veta cuarzosos. En este año, Rhys ejecutó un estudio de geología structural del sistema de vetas del Proyecto Retazos para IAMGOLD. Bonilla (2002) definió sobre la base de estudios macroscópicos de muestras de la Veta Vizcaya 4 estadios de mineralización (apéndice 11), y dentro de ésta dos tipos de brechas conforme la coloración otorgada por el cemento o pasta: 1) brecha blanca y 2) brecha negra.
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Spencer et al. (2002) remarcaron la estratigrafía local de Billingsley (1926) y describe la alteración del ambiente porfírico y de los sistemas de vetas del campo minero Zaruma-Portovelo, categorizando a estos sistemas como epitermales de sulfuración intermedia sobre la base elemental de los rasgos sobresalientes de Hedenquist et al . (2000) tales como el contenido alto de metales base de las vetas, y la moderada alta salinidad (11-18% en peso equivalente de NaCl; Van Thournout et al . 1996) de los fluidos hidrotermales. Durante el período 1999-2003 IAMGOLD ECUADOR S.A . (“IAMGOLD”) siguiendo (“IAMGOLD”) siguiendo el retiro de TVX GOLD CORPORATION, continuó con una agresiva exploración en la búsqueda de filones que alberguen Au-Ag y mineralización polimetálica, incluyendo la ejecución y estudio de trincheras, muestreo de suelos y subterráneo, levantamiento geológico y perforaciones a diamantina (15.357,44 m) dentro del Proyecto Retazos. De esta manera IAMGOLD añadió valiosa información a la base de datos, siendo la primera compañía en emplear el control cualitativo de los datos geoquímicos y el modelaje geológico. En 2003 todas las propiedades de IAMGOLD y la base de datos del proyecto fueron transferidas a DYNASTY METALS & MINING INC., estableciéndose un nuevo proyecto denominado denominado “Zaruma Gold Project ” que cubre cubre 8.846 ha de concesiones mineras. Kalinaj (2004), Chiaradia et al . (2004), Rhys y Lewis (2004), Maynard (2005), Mutti y Bonilla (2005), Vikentyev et al . (2005) y Banda (2005), son parte de los últimos autores, quienes han aportado al desarrollo e investigación del distrito ZarumaPortovelo. Kalinaj (2004) realiza una evaluación actualizada del potencial mineral de las vetas de Zaruma Gold Project . Este autor, sobre la base de un segmento del mapa geológico de Ecuador del año 1969 (apéndice 12), propone el mapa geológico regional del distrito y remarca la estratigrafía local según Billingsley (1926). No obstante, en otro mapa ejemplifica intrusiones de grano fino que varían de composición diorítica melanocrática a cuarzo monzonítica (cuerpos intrusivos subvolcánicos de alto nivel con forma sigmoide), da importancia a aluvios y coluvios, y agrupa en forma de bandas tanto a flujos de lava andesítica y toba pumática, que integran la Serie Faique de Billingsley (1926) o Grupo Saraguro definido por Dunkley y Gaibor (1997), como flujos de lava lava andesítica de la Serie Portovelo de Billingsley (1926) o Unidad Portovelo definida por Pratt et al . (1997). Para estos efectos modifican el mapa geológico anterior del Proyecto Zaruma realizado por IAMGOLD (apéndice 13). Chiaradia et al . (2004) evalúan las posibles fuentes minerales para depósitos minerales epitermales de Au-Ag en el Ecuador y por ende en el distrito ZarumaPortovelo, donde colectaron trece muestras, provenientes de la Veta Vizcaya de la Mina BIRA (Chiaradia, comm. pers. a Bonilla 2009), para análisis isotópicos de Pb de los minerales de mena.
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Según estos autores, las señales de isótopo de Pb, obtenidas de pirita y galena, representan composiciones de Pb ordinario (puesto que estos sulfuros usados son ricos en este elemento), y muestran un rango de valores casi constante (apéndice 14). Rhys y Lewis (2004), definen un estilo de zonación vertical para los filones del distrito desde asociaciones ricas en cuarzo, en profundidad, hasta asociaciones ricas en calcita, en las partes superiores, y estilos estructurales de los mismos. Maynard (2005), detalla cambios a la evaluación del potencial mineral de las vetas del Zaruma Gold Project por Kalinaj (2004) y describe los mismos datos estratigráficos locales sobre la base del mapa geológico del Proyecto Zaruma de IAMGOLD modificado por Kalinaj (2004). Mutti y Bonilla (2005) definen la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo, que agrupa el Campo Mineral Ponce Enríquez y los distritos mineros Pucará-Alausí y Zaruma-Portovelo. Vikentyev et al . (2005) y Banda (2005) definen para la Veta Vizcaya tres estadios de formación hidrotermal: 1) cuarzo + pirita + calcopirita, 2) cuarzo + galena + esfalerita + tetraedrita-tenantita + oro y 3) cuarzo + carbonatos (apéndice 15), y realizan análisis de isótopos de azufre.
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B - MARCO GEOLÓGICO REGIONAL DEL SUROESTE DE LOS ANDES ECUATORIANOS Y DEL DISTRITO ZARUMAPORTOVELO El área SO de los Andes Ecuatorianos, al S de la Cordillera Occidental, abarca la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo (Mutti y Bonilla 2005). De acuerdo con PRODEMINCA (2000), tanto el distrito Pucará-Alausí como el distrito Zaruma-Portovelo, han sido reagrupados como subdistritos del distrito Azuay (Fig. 9) con los nombres de Pucará-Alausí y El Oro, respectivamente. Sus límites son: al N el Campo Mineral Molleturo, al S la falla Piñas-Portovelo de orientación NO-SE, al E la megaestructura regional Peltetec, cuya prolongación S en el extremo oriental del distrito Zaruma-Portovelo toma el nombre de falla Girón, y al O la provincia geológica Costa (Figs. 4 y 9). En particular, la falla Peltetec refleja la acreción de los Terrenos Chaucha y Tahuín al Terreno oceánico Alao durante el Cretácico (Litherland et al . 1994). Mientras que la sutura Piñas-Portovelo relaciona la colisión continente-continente durante el Jurásico-Cretácico Inferior de los Terrenos metamórficos anteriormente indicados. La geología de esta área SO se representa por unidades pertenecientes al Paleozoico-Triásico de los Terrenos de afinidad continental Chaucha y Tahuín (Unidad El Toro y rocas metamórficas del Complejo Metamórfico El Oro) y Loja (Unidad Chiguinda); rocas cretácicas del Terreno de afinidad oceánica Pallatanga (Unidad Pallatanga) y rocas terciarias del Terreno Macuchi (Unidad Macuchi), cubiertas por depósitos volcánicos provenientes de la actividad volcano efusiva junto a representantes de la actividad magmática plutónica terciaria. Al S del área, el Cretácico marino del Grupo Alamor, representado por las rocas de la Formación Zapotillo-Ciano y su facies piroclástica se expande y colinda con las series metamórficas del Complejo Metamórfico El Oro, donde se observan intrusiones de los granitoides El Prado, Guayabo-Porotillo con numerosos apófisis.
B1 - UNIDADES GEOLÓGICAS DEL SO DE LOS ANDES ECUATORIANOS Las unidades geológicas del área SO de los Andes Ecuatorianos se enmarcan dentro del siguiente contexto litoestratigráfico (Figs. 10 y 11): B1.1 - PALEOZOICO B1.1.1 - Unidad Chiguind a (P (P ) ZC ZC
Comprende rocas metasedimentarias semipelíticas paleozoicas de procedencia continental dentro del Terreno Loja y aflora en el extremo SE del área SO de los Andes Ecuatorianos.
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FIG. 9. Mapa de distritos mineros y subdivisiones metalotectónicas del área centro oriental, perteneciente a la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo (FMZP) y localización de megaestructuras: Bulubulu (FB), Peltetec (FP), Girón (FGi), Baños (FBa), Jubones (FJ), Piñas-Portovelo (FPP). Tomado del distrito Azuay de PRODEMINCA (2000).
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Se trata de una secuencia espesa, semipelítica monótona de cuarcitas, metalimolitas, esquistos grafíticos, filitas negras, pizarras y escasas metagrauvacas, derivada de una fuente continental, probablemente en una cuenca intracratónica o de un escenario de margen pasivo (Litherland et al . 1994). B1.1.2 - Rocas Metamórficas (M)
Conforman el terreno Chaucha-Tahuín, afloran en el extremo suroccidental del área e integran el Complejo Metamórfico El Oro (Aspden et al . 1995). Feininger (1978) calificó a estas rocas metamórficas como un conjunto de esquistos y granitos envolviendo o rodeando las serpentinitas, esquistos azules y eclogitas de la Unidad Raspas, parte integrante del Complejo Ofiolítico El Oro. Constituyen una secuencia discordante con respecto al rumbo de los Andes Ecuatorianos, a juzgar por su orientación E-O. Básicamente, están representadas por metabasitas y metapelitas (asociación de sedimentos de origen continental, derivados de la erosión de una corteza continental vieja). Las metabasitas incluyen eclogitas (remanentes del plateau oceánico), anfibolitas y esquistos verdes, mientras que las metapelitas incluyen esquistos micáceos granatíferos portadores de grafito. Al S de Portovelo está presente la división semipelítica del Terreno ChauchaTahuín que aflora a lo largo de la Cordillera Tahuín, formando un cinturón que varía de 10 a 20 km de ancho con rumbo este-oeste. Las rocas metamórficas al N de la falla Piñas-Portovelo y al S de la falla Jubones, se consideran del Jurásico-Cretácico Inferior y están representadas por los esquistos verdes, filitas grafíticas y lentes de serpentina del Complejo Ofiolítico Palenque. B1.2 - MESOZOICO B1.2.1 - J ur ás ic o B1.2.1.1 - Uni dad dad El Toro (JK T T )
Forma parte del Complejo Ofiolítico El Oro, aflora al sur de la falla Jubones y está en parte cubierta por depósitos volcánicos provenientes de la actividad volcano efusiva del Grupo Saraguro. Está representada por rocas ultrabásicas y básicas, entre las que se destacan harzburgitas de grano medio, variablemente serpentinizadas, masivas a esquistosas, formando afloramientos de rumbo preferente E-O. Las harzburgitas están compuestas por olivino, ortopiroxeno y antigorita principalmente, y en menor proporción por anfíbol. Se consideran pertenecientes al Jurásico-Cretácico Inferior (Litherland et al . 1994).
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FIG. 10. Mapa geológico regional del área suroeste de los Andes Ecuatorianos con localización de megaestructuras regionales: fallas Pallatanga (FPa), Bulubulu (FB), Peltetec (FP), Baños (FBa), Jubones (FJ), Piñas-Portovelo (FPP); estructuras locales: fallas Río Chico (FRCh), Culebrillas (FC), Río Tenguel (FRT), Gañarín (FG), La Tigrera (FLT), Cerro Azul (FCA), Chilla (FCh), Paccha (FPac), Atahualpa (FA), Chinchilla (FChi), Puente Buza-Palestina (FPBP), y sistemas de fallas Salvias-Guanazán (FSG) y El Arí-Salvias (FEAS) (FEAS) dentro de la faja de mineralización Zaruma-Portovelo Zaruma-Portovelo (FMZP).
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LEYENDA ESTRATIGRÁFICA ROCAS INTRUSIVAS CUATERNARIO
QB
Abanico Aluvial
PLIOCENO
MPl
Formación Pisayambo
OLIGOCENO
E-Ms
Volcánicos Saraguro CZγ
EOCENO PCES
Volcánicos Sacapalca
PCEM
Unidad Macuchi (Terreno Macuchi )
Granodiorita Anticlinorio Cangrejos
PALEOCENO
K AZ
Formación Zapotillo-Ciano
KP
Unidad Pallatanga (Terreno Pallatanga)
CRETÁCICO
JURÁSICO
JKT
Unidad El Toro
J 2 Tr
TRIÁSICO M
Granodiorita Batolito Zamora Granito Gneis Tres Lagunas
Rocas metamórficas ( Terreno Chaucha-Tahuín)
PALEOZOICO PZC
Unidad Chiguinda (Terreno Loja)
REFERENCIA Cabecera provincial Cabecera cantonal Megaestructura regional Estructura geológica (falla) Porción S del distrito Zaruma-Portovelo
FIG. 11. Leyenda estratigráfica y referencia referencia para el mapa geológico regional del área suroeste de los Andes Ecuatorianos.
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B1.2.2 - Cr et ác ic o B1.2.2.1 - Uni dad Pallatanga (Kp)
La Unidad Pallatanga del Cretácico Medio temprano (pre-Senoniense) fue conocida anteriormente por el nombre de Formación Piñón de la Sierra y forma parte de las unidades del Terreno Pallatanga. Se compone por una asociación ofiolítica representada por basaltos toleíticos, masivos y almohadillados (MORB) con hialoclastitas, cantidades subordinadas de volcanoclastitas, intercalaciones de chert, e intrusiones gábricas y ultramáficas. Se encuentra cubierta por depósitos post-acreción de abanico turbidítico marino de la Unidad Yunguilla y rocas volcánicas subaéreas del Grupo Saraguro. Los afloramientos alrededor de Bella Rica, al E de Ponce Enríquez, pertenecientes al Distrito Azuay presentan alteración hidrotermal penetrante con epidoto, clorita, calcita y pirita diseminada. B1.2.2.2 - For mación mación Zapotil Zapotil lo-Ciano (K AZ )
Aflora al sur de las rocas metamórficas del Complejo Metamórfico El Oro, pertenece al Grupo Alamor del Cretácico marino, representado por flysch compuesto principalmente de lutitas negras y grauvacas con conglomerados. Cuerpos de arenisca feldespática y micácea de 5-50 cm de ancho cortan a las lutitas negras y grauvacas. El espesor de esta formación se estima que supera 2.000 metros. De acuerdo con los moldes de Inoceramus descubiertos en esta formación Kennerley (1973) sugiere una edad cretácica superior. B1.3 - TERCIARIO B1.3.1 - Paleoceno B1.3.1.1 - Uni dad C C M dad Macuchi (P E E M )
Aflora en las inmediaciones del pueblo Ponce Enríquez. Es una unidad volcanoclástica submarina de arco de islas intraoceánico, del Terciario Inferior (Eoceno Inferior a Medio), que forma el Terreno Macuchi. Está compuesta por lavas andesítico-basálticas de afinidad toleítica y estructuras almohadilladas ( pillow pillow lavas) y columnar. Participan además, areniscas cuarzo feldespáticas, volcanitas de grano grueso, frecuentemente asociadas a hialoclastitas y depósitos debris, aglomerados piroclásticos (tobas, brechas), limolitas volcánicas, doleritas, escasas calcarenitas, intrusiones microgábricas, calizas y basaltos. Bourgois et al. (1990) sostienen que el arco de islas Macuchi fue activo durante el Paleoceno, Eoceno y Oligoceno; sin embargo, presentan una evidencia bioestratigráfica que soporta únicamente la edad eocénica.
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B1.3.1.2 - Vol C S Vo l cáni cos Sacapal ca (P C E E ) S
Actualmente se conocen como Unidad Sacapalca (Pratt et al . 1997), y se encuentra al E del Complejo Metamórfico El Oro; cubre la parte S del Terreno Alao. La L a unidad comprende lavas andesíticas, ande síticas, brechas br echas tobáceas, tobác eas, conglomerados, conglomerado s, lutitas lacustres y rocas piroclásticas. Estos últimos están representados por tobas andesíticas a dacíticas. Jaillard et al . (1992) le asignan al Paleoceno-Eoceno Inferior. B1.3.2 - Oligoceno B1.3.2.1 - Vol cáni cos Saragur Saragur o (E- M s)
Definidos por Dunkley y Gaibor (1997) como Grupo Saraguro de edad eocénica superior. Se interpretan de un ambiente deposicional subaéreo; ocupan la parte centro sur del área SO de los Andes Ecuatorianos, es decir, 40% de esta región. Consisten principalmente de tobas soldadas de flujo de ceniza, probablemente facies de flujo de salida de caldera, de composición riolítica a dacítica como las que se observan al O de Manú. Participan lavas basalto-andesíticas, material volcánico retrabajado, brechas, tobas de ceniza fina y lavas con intercalaciones de areniscas, siltitas y argilitas. Dentro del Grupo Saraguro se reconocen seis unidades litológicas: Unidad Portovelo, Formación Jubones, Formación Las Trancas, Formación Plancha Rumi, Formación La Fortuna y Formación La Paz (Dunkley y Gaibor 1997). B1.3.3 - Plioceno B1.3.3.1 - For mación mación Pi saya ayambo mbo (M Plp)
Ocupa la región E-NE del sector SO de los Andes Ecuatorianos, cubre los Terrenos Chaucha y Alao, inmediatamente al E de la falla Bulubulu y al E de la falla Peltetec, respectivamente. Descansa sobre la Unidad Pallatanga del Cretácico Medio, infrayaciendo material volcánico más moderno. Se trata de una potente secuencia paleogénica de flujos de lava y piroclastos de composiciones andesítica-basáltica a riolítica. B1.4 - CUATERNARIO B1.4.1 - A b a n i c o A l u v i a l (Q B B (Q )
Comprende los sedimentos continentales más recientes que ocupan la porción ONO del SO de los Andes Ecuatorianos. Se destaca una serie de depósitos de gravas, arenas y limos que, ocasionalmente, tienen horizontes arcillosos. Los materiales delimitan abanicos aluviales (conos de eyecciones), los cuales forman una amplia llanura costera. Tienen 20 km de ancho y cubren rocas del CretácicoTerciario en las partes bajas de la planicie. Al E de Machala estos depósitos cubren el Grupo Saraguro.
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B1.5 - ROCAS INTRUSIVAS
Al SE de la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo, colindando con la Unidad Chiguinda, aflora el granito “cuarzo azul” de Tres Lagunas, en claro contacto tectónico. El granito Tres Lagunas, es de composición monzogranítica a granodiorítica con cordierita-granate-moscovita-biotita. Este granito de “cuarzo azul”, azul”, aflora al E de Saraguro y tiene dimensiones batolíticas (100 km de longitud y más de 10 km de ancho). Su textura varía desde masiva con megacristales hasta esquistosa. Más al SE aflora una granodiorita de hornblenda-biotita y diorita no deformadas del Jurásico. Se trata de exposiciones del batolito Zamora . Cuerpos granodioríticos y dioríticos (C Zγ) y riolíticos pequeños están distribuidos en el S del área. Intruyen rocas oligocénicas de la Unidad Portovelo del Grupo Saraguro y metamórficas del Terreno Chaucha-Tahuín a lo largo del Anticlinorio Cangrejos (Spencer et al. 2002), formando un cinturón con dirección NO-SE, casi paralelo a la megaestructura transversal o sutura Piñas-Portovelo.
B2 - UNIDADES GEOLÓGICAS DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO El distrito Zaruma-Portovelo ocupa la parte SE de la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo (Fig. 9), cuya porción S es la más estudiada, conocida propiamente como tal y próxima a la falla Piñas-Portovelo (Figs. 10 y 11). Se exponen las siguientes unidades geológicas (Fig. 12): B2.1 - PALEOZOICO B2.1.1 - Rocas Metamórficas (M)
Ocupan el área SO del distrito Zaruma-Portovelo e integran al S de la falla PiñasPortovelo una litología semipelítica del Terreno Chaucha-Tahuín. Se agrupan con la denominación de Complejo Metamórfico El Oro (Aspden et al . 1995). Incluyen serpentinitas desmembradas, eclogitas, anfibolitas, gneises, paragneises, gneises graníticos, granodioritas foliadas y migmatitas de alto grado, metapelitas, arcosas metamorfizadas, metacuarcitas, pizarras, lutitas, limolitas y conglomerados con clivaje de grado bajo a muy bajo. B2.2 - TERCIARIO B2.2.1 - O l i g o c e n o B2.2.1.1 - Vol cáni cos Saragu Saragu ro (E -M s)
Los Volcánicos Saraguro o Grupo Saraguro es de un ambiente deposicional subaéreo (Dunkley y Gaibor 1997) y ocupa la porción N y E del distrito Zaruma-
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Portovelo, es decir, un 60% del mismo. El grupo consiste de tobas soldadas de flujo de ceniza, probablemente facies de flujo de salida de caldera, de composición riolítica a dacítica. Participan lavas de composición andesítica a basalto-andesítica con texturas masiva y porfírica, material volcánico retrabajado, tobas de composición dacítica a andesítica y brechas. En las porciones centro y oriental del distrito, Prat et al . (1997) definen la Unidad Portovelo como parte de este Grupo, cuya edad 38 Ma (Eoceno Superior) está definida al N del distrito por Dunkley y Gaibor (1997). Su espesor es menor a 1.000 metros. B2.2.1.2 - Uni dad Po Portovelo rtovelo (O?Pv)
Esta unidad fue estudiada por Billingsley (1926) y definida por Pratt et al . (1997). Se halla en contacto tectónico con rocas metamórficas del Complejo Metamórfico El Oro a lo largo de la falla Piñas-Portovelo. Aflora entre los poblados de Zaruma, Malvas, Arcapamba y Huertas y próximo al río Luis (9’ (9 ’593.100-672.100), en donde sobreyace en discordancia al basamento metamórfico. No obstante, la Unidad Portovelo fue incluida en las Formaciones Celica (DGGM 1982), Piñón (DGGM 1973 y 1975) y en las Volcanitas Saraguro (BGS and CODIGEM 1993). En la comarca estudiada define un amplio registro de la actividad magmática plutónica y volcano efusiva terciaria. Comprende mantos de lavas basalto-andesíticas y andesíticas de textura porfírica, tobas andesíticas y dacíticas. También incluye tobas de ash flow riolíticas a dacíticas con intercalaciones sedimentarias (pizarras-cherts) menores. De acuerdo a Billingsley (1926), esta unidad la integran de E a O tres Series: Muluncay, Portovelo y Faique. La Serie Muluncay constituye la base de la Serie Portovelo y está representada por brechas volcánicas, tobas y flujos de composición andesítica e ignimbritas. La Serie Portovelo comprende lavas andesíticas y basalto-andesíticas. La secuencia posee rumbo NO-SE e inclina 35° a 40° al SO. La actividad magmática prosigue con la Serie Faique, que se localiza al O y se sobreimpone a la Serie Portovelo. La Serie Faique consiste en rocas volcánicas similares a las descriptas para la Serie Muluncay, pero con una proporción mayor de tobas y menor de lavas andesíticas; y, culmina con intrusivos subvolcánicos, dioríticos, granodioríticos, monzoníticos cuarzosos y riolíticos que, al S del distrito, adquieren en planta forma sigmoide (N a NO) y afloran entre Zaruma y Portovelo (Spencer et al. 2002). Stocks subvolcánicos de composición riolítica a dacítica afloran al O de Zaruma y
en las inmediaciones de los filones del distrito (Fig. 12).
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FIG. 12. Mapa geológico del distrito minero Zaruma-Portovelo Zaruma-Portovelo con la ubicación de las Series de rocas de Billingsley (1.926).
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La edad establecida para esta unidad es del orden de los 28,4 a 21,5 Ma (Oligoceno alto a Mioceno muy temprano; Dunkley y Gaibor 1997). Chiaradia et al . (2004) precisan una edad de 25 Ma para las andesitas mineralizadas de la región S y destacan intrusivos aislados de ~32 Ma. Los stocks dioríticos y granodioríticos, diques y mantos riolíticos se agrupan principalmente, en la edad K/Ar de 15,3 ± 0,5 Ma, citada por Van Thournout et al. (1996) y establecida en una muestra del Faique. Chiaradia et al . (2004) destacan intrusivos aislados de ~32 Ma. La información geoquímica disponible señala una afinidad calco-alcalina (Pratt et al . 1997). Como fue mencionado, Galarza et al. (1999) determinan una edad Rb/Sr de 48 ± 12 Ma para las rocas de la Serie Muluncay. También establecen la edad Rb/Sr de 211 ± 26 Ma para el granitoide El Prado de la región Zaruma-Portovelo, similar a la de los granitoides Moromoro y Marcabelí, que cortan las secuencias metamórficas del Complejo Metamórfico El Oro.
B3 - ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS En Ecuador están presentes tres direcciones de estructuras dominantes, que mencionadas por el autor de este trabajo según su orden decreciente de extensión son: -
Suturas o fallas regionales de 1er orden de rumbo N-S a NNE-SSO. Representan límites entre los terrenos que ensamblan la corteza Ecuatoriana. Desde el O hacia el E se destacan las fallas: GuayaquilMaldonado, Calacalí-Pallatanga-Palenque, Bulubulu, Girón, Peltetec, Baños, Llanganates y Cosanga-Méndez-Palanda (Figs. 4 y 9).
-
Megaestructuras de 2do orden definidas por tres juegos de rumbo E-O, NESO y NO-SE, respectivamente. Estas fallas están bien representadas en la porción SO del país e incluyen las fallas: Jubones, Dolores-GuayaquilPallatanga y Piñas-Portovelo. Las discontinuidades Jubones y PiñasPortovelo marcan la transición de los Andes Centrales a los Nórdicos (deflexión Huancabamba) (Figs. 4, 9 y 10).
-
Fallas subordinadas o de 3er orden de rumbo N-S, NE-SO y NNO-SSE (Figs. 10 y 13).
B3.1 - ESTRUCTURAS EN LA FAJA DE MINERALIZACIÓN ZARUMA-PORTOVELO
En la zona de la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo, se presentan las suturas de rumbo Andino: Bulubulu, Girón y Peltetec, así como los juegos que delínean las fallas Jubones y Piñas-Portovelo (Figs. 9 y 10; apéndice16). Sin embargo, de la observación a partir de la imagen satelital y fotografías aéreas, se definen estructuras de de 3 er orden o lineaciones menores a los 20 km de extensión, con direcciones N-S [fallas Cerro Azul y Salvias-
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Guanazán], NE-SO [fallas Culebrillas, Gañarín, La Tigrera, Chilla y Chinchilla], NO-SE [fallas Río Chico, Río Tenguel, Atahualpa y El Arí-Salvias], ONO-ESE [falla Puente Buza-Palestina] y E-O [falla Paccha]. La falla Bulubulu constituye un límite tectónico entre los Terrenos Chaucha y Pallatanga. Esta falla converge al N de la faja mineralizada con el sistema de fallas Dolores-Guayaquil-Pallatanga, y al S se bifurca continuando como un cinturón de buzamiento alto y anómalo hacia el E en las tobas del Grupo Saraguro (McCourt et al . 1997). Prat et al . (1997) argumentan a partir de observaciones de campo que la falla Bulubulu fue activa hasta finalizar el Oligoceno. La falla Peltetec converge con la falla Jubones y hacia el S es conocida como falla Girón. Se trata de una falla inversa con buzamiento SE que cabalga las tobas del Grupo Saraguro. La falla Girón aún es activa, incluye pliegues apretados, fallas inversas subordinadas y cabalgamientos de dirección N a NE, y refleja la acreción de los Terrenos Chaucha y Tahuín al Terreno oceánico Alao durante el Cretácico (Litherland et al . 1994). Ambas fallas constituyen el límite del graben inter-Andino con la Cordillera Oriental. Al O el graben limita con la Cordillera Occidental a través de la falla Calacalí-Pallatanga-Palenque que enmarca la anexión de una placa oceánica alóctona al continente durante el Cretácico Superior a Terciario Inferior (Lebrat et al . 1985). La falla Jubones se localiza en el Terreno Chaucha y une basaltos de la Unidad Pallatanga con el Complejo Metamórfico El Oro. Además, marca el límite S del Terreno Pallatanga. Por otro lado, constituye el límite entre el distrito ZarumaPortovelo y el distrito Pucará-Alausí, caracterizado por depósitos epitermales. Prat et al . (1997) interpretan que esta falla es inversa con cabalgamiento o corrimiento hacia el N y buzamiento S. La falla Piñas-Portovelo se localiza en el borde de los Terreno Chaucha y Tahuín y une rocas del Grupo Saraguro con las del Complejo Metamórfico El Oro. Es una falla con corrimiento hacia el S y buzamiento N que relaciona la colisión continente-continente durante el Jurásico-Cretácico Inferior de los Terrenos metamórficos anteriormente indicados. Al oriente esta estructura continúa en la falla Girón. B3.2 - ESTRUCTURAS DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO
Los principales rasgos estructurales investigados del distrito Zaruma-Portovelo están regidos por las estructuras de 2do orden y casi paralelas en rumbo: falla Jubones al N y falla Piñas-Portovelo al S, megaestructura de rumbo Andino Girón al E y los lineamientos menores, entre los que se destaca el cinturón Gañarín (Fig. 13). La falla Jubones en el sitio denominado Uzhcurrumi (9’628.800-660.500), (9’628.800-660.500), probablemente con movimiento inverso, se interpreta que transportó rocas metamórficas sobre estratos del Grupo Saraguro.
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FIG. 13. Mapa de estructuras geológicas del distrito minero Zaruma-Portovelo que muestra la localización de las megaestructuras regionales: fallas Jubones (FJ), Girón (FGi), Piñas-Portovelo (FPP); estructuras subordinadas locales: fallas Gañarín (FG), Cerro Azul (FCA), Chilla (FCh), Paccha (FPac), Atahualpa (FA), Chinchilla (FChi), Puente BuzaPalestina (FPBP), y los sistemas subordinados de fallas Salvias-Guanazán (FSG) y El Arí-Salvias (FEAS). Modificado por Bonilla (2009).
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La falla Piñas-Portovelo de rumbo NO-SE separa el Grupo Saraguro del Complejo Metamórfico El Oro y define el límite S del sistema de filones cuarzosos auríferos en el distrito (Fig. 12). Al O de Piñas la falla aparece con buzamiento alto y al SE de Portovelo cabalga con vergencia S, buzando al N (Pratt et al . 1997). A lo largo de esta falla las litologías del basamento han sido deformadas mediante cataclasis y brechamiento, según Aspden et al . (1995). La estructura regional Girón comprende pliegues cerrados, fallas inversas y cabalgamientos con rumbos NNE a N. Esta falla pese a ser interpretada como normal (DGGM 1974), en muchos lugares, se observó que tiene una pronunciada vergencia NO y un carácter inverso. En particular, la falla Salvias-Guanazán está incluida en el Cinturón Gañarín de rumbo NNE-SSO, el cual comprende fallas sin-deposicionales, áreas de alteración hidrotermal y una concentración de intrusiones subvolcánicas riolíticas y andesíticas. El mencionado cinturón puede trazarse desde Zaruma, margen SO hasta el margen NE, en la caldera Jubones y en inmediaciones de la falla del mismo nombre. En la zona, entre las estructuras de 2 do orden (fallas Jubones y Piñas-Portovelo) se incluye la serie de fallas subordinadas de 3 er orden y rumbo N-S, NE-SO, NOSE, ONO-ESE y E-O (Figs. 10 y 13): -
Fallas de rumbo N-S: se destacan la falla falla Cerro Azul de 10 km de longitud y el sistema de fallas Salvias-Guanazán de 20 km de longitud, que cortan litologías oligocenas y pliocenas del Grupo Saraguro y Formación Pisayambo, respectivamente.
-
Fallas de rumbo NE-SO: se destacan las fallas Chilla y Chinchilla de 4 km y 12 km de longitud, respectivamente, que cortan litologías pliocenas de la Formación Pisayambo.
-
Fallas de rumbo NO-SE: se destacan la falla falla Atahualpa y el sistema de fallas El Arí-Salvias, que cortan litologías oligocenas del Grupo Saraguro, especialmente la Unidad Portovelo.
-
Falla de rumbo ONO-ESE: está representada por la falla Puente Puente BuzaPalestina, situada 5 km al N de Zaruma. Es aproximadamente paralela a la falla Piñas-Portovelo y también con movimiento dextral. La falla Puente Buza-Palestina delimita el principal enjambre de filones con cuarzo cerca de Malvas. El sistema de filones Minas Nuevas-Muluncay (véase inciso C1.1), localizado al N de la falla Puente Buza-Palestina, representa la continuación N de la mineralización del distrito Zaruma-Portovelo, pero con un cambio de rumbo sinestral visto en planta de 2-4 km en relación con el principal enjambre.
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-
Fallas de rumbo E-O: entre ellas se destaca la falla falla Paccha de 12 km de longitud, que corta litologías oligocénicas del Grupo Saraguro y cuerpos granodioríticos.
En cuanto al principal enjambre de filones en el distrito, su control estructural es de rumbo N-S con ligeras variaciones (NE-SO y NO-SE). La mineralización se localiza entre la megaestructura Piñas-Portovelo y la falla subordinada Puente Buza-Palestina. De acuerdo a Van Thournout et al . (1996) estas discontinuidades con rumbo NO-SE son las responsables del desarrollo de un amplio espacio dilatante N-S, que localizó la depositación de soluciones y mineralización en rocas andesíticas de la Unidad Portovelo (Serie Portovelo; Billingsley 1926). Los espacios dilatantes o duplexes extensionales son sitios favorables para albergar mineralización dentro de estructuras extensionales (Sibson 1986). Un duplex extensional o transtensional podría implicar un sentido dextral de movimiento lateral. Sin embargo, si Minas Nuevas-Muluncay es la continuación de la estructura de los filones entre Zaruma y Portovelo, es necesario un componente de movimiento sinestral neto. En tal sentido, es notable que la falla Jubones, límite N del distrito ZarumaPortovelo, sea considerada según Prat et al . (1997) una falla inversa de cabalgamiento al N pero con evidencias de desplazamiento sinestral. En base a la actual orientación del principal enjambre de filones, se interpreta que la dilatación se consiguió con un esfuerzo mínimo ( 3) de orientación N a NE. Por consiguiente, bajo un esfuerzo principal máximo (1) de dirección NO-SE a NNOSSE, la porción austral del distrito, con afloramiento de la Unidad Portovelo (Serie Portovelo; Billinsgley 1926), localizada entre la falla Piñas-Portovelo y falla Puente Buza-Palestina pudo desarrollar (Fig. 14): a) fallas de direcciones NNO-SSE (juntas de cizallamiento conjugadas derechas o cizallas Riedel R sintéticas), b) fracturas extensionales N-S a NO-SE y c) un juego de estructuras subordinadas de rumbo NNE-SSO (juntas de cizallamiento conjugadas izquierdas o cizallas Riedel antitéticas R’) siguiendo un diseño geométrico en acuerdo con el modelo de Riedel en un ambiente frágil a frágil-dúctil de la corteza (McClay 1987). Los juegos de fracturas extensionales donde se emplaza la mineralización se adscriben a este modelo con cuerpos tensionales orientados principalmente con azimut de 345°. En base al modelo planteado quedan definidos los dispositivos en echelón y los duplexes de cizallas secundarias, localizados entre Zaruma y Portovelo, que albergan el primer estadio mineralizante con desarrollo de filones en el distrito (véase inciso C1.4). Las estructuras en echelón y los duplexes de cizallas secundarias, localizados entre las fallas Puente Buza-Palestina y Piñas-Portovelo, son típicos de regímenes transtensivos durante mecanismos de deformación por cizallamiento simple.
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FIG. 14. Modelo de juntas de cizallamiento conjugadas o cizallas de Riedel aplicadas al distrito minero Zaruma-Portovelo. R = cizalla sintética, R’ = cizalla = cizalla antitética, X = fractura de cizallamiento, cizallamiento, P = cizalla sintética secundaria, secundaria, 1 esfuerzo principal máximo aplicado desde los cuadrantes NO-SE a NNO-SSE, 3 esfuerzo principal mínimo.
Entre estas fallas se albergan vetas y venas que forman sistemas mineralizados en echelón y escalonados, cuyas características se abordan en el inciso C1.1. Cabe señalar, que son tres los dominios mineralizados cuyos rumbos dominantes mencionados de N a S son: -
N-S: con las fallas Abundancia – Abundancia –segmento segmento N- y Agua Dulce, que cortan la Unidad Portovelo (Serie Portovelo; Billingsley 1926).
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NE-SO: representado por las fallas Vizcaya, Nicole, Sexmo, San Tito, Nivel F, 24, Jorupe, Tres Reyes y Portovelo, que también cortan la Unidad
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Portovelo (Serie Portovelo; Billingsley 1926), y la falla Matalanga que fragmenta la Serie Faique Faique (Billingsley 1926) de esta Unidad Portovelo. -
NO-SE: correspondiente a las fallas Bonilla Bonilla (descubierta por el autor en los laboreos mineros del flanco sur de las vetas Vizcaya y Nicole), Cerro Rusia, 25, Abundancia -segmento S-, que cortan la misma Unidad Portovelo (Serie Portovelo; Billingsley 1926).
B4 - SÍNTESIS DE LA EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DE LA REGIÓN SO, FAJA MINERALIZADA ZARUMA-PORTOVELO A partir del Mesozoico, los Andes Ecuatorianos evolucionaron como un orógeno cordillerano, cuyas partes consisten de terrenos de afinidad continental y oceánica acrecionados al cratón Amazónico. La sutura Peltetec con su prolongación sur o falla Girón (Fig. 9), conjuntamente con la megaestructura Piñas-Portovelo se relacionan con la colisión de los Terrenos metamórficos Chaucha y Tahuín con el continente Sudamericano (Litherland et al . 1994), ocurrida en el Jurásico-Cretácico Inferior. Así, durante el evento denominado Peltetec (Jurásico Superior-Cretácico Inferior), estos terrenos metamórficos se acrecionaron al Terreno Alao (cratón Amazónico) del cual se separan por la ofiolita Peltetec. Durante el Cretácico Superior a Terciario Inferior las suturas Calacalí-PallatangaPalenque y falla Bulubulu enmarcan la anexión de placas oceánicas alóctonas (fragmentos del plateau oceánico del Cretácico) al continente (Lebrat et al . 1985), es decir, a los Terrenos Chaucha y Tahuín. Durante el Terciario Medio-Superior (Eoceno Superior-Oligoceno-Mioceno) con posterioridad al ensamble completo de la corteza Ecuatoriana (Fig. 4), por efectos de la subducción de la placa FarallónNazca, se formó un arco de margen continental. De este modo, en el Eoceno Superior, tuvo lugar el volcanismo de arco de margen continental calco-alcalino del Grupo Saraguro, cuyos productos dentro del distrito afectaron al basamento de rocas metamórficas del Terreno Chaucha. Los primeros eventos de este volcanismo corresponden a la erupción en gran escala de flujos piroclásticos dacítico-riolíticos seguidos por voluminosas lavas basaltoandesíticas a andesíticas que sobreyacen a rocas del basamento. Eventos posteriores fueron dominados por actividad volcánica explosiva ácida con la erupción en el Oligoceno Superior de flujos de ceniza riolíticos, seguidos por una fase de emplazamiento de granitoides de 19-16 Ma (Dunkley y Gaibor 1997). A partir del Oligoceno Superior-Mioceno Inferior, sobre el margen andino del Ecuador, se inicia una etapa de reactivación de las suturas Calacalí-PallatangaPalenque, Bulubulu y Peltetec de rumbo Andino y de las megaestructuras Jubones y Piñas-Portovelo como consecuencia de la desaceleración en la velocidad de subducción de la placa de Farallón/Nazca por debajo del margen del continente
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Sudamericano (Spencer et al . 2002). Esta etapa determinó en el graben inter Andino un ambiente transtensivo con subsidencia de bloques y transcurrencias secundarias y el emplazamiento de magmas derivados de un manto enriquecido tipo-MORB en sitios dilatacionales, dentro de niveles poco profundos de la corteza (<20 km) (Mutti y Bonilla 2005). Las megaestructuras Jubones y Piñas-Portovelo marcan la transición de los Andes Centrales a los Nórdicos (deflexión Huancabamba). La falla Jubones constituye el límite entre los distritos Pucará-Alausí y Zaruma-Portovelo, y separa la faja de mineralización aurífera-polimetálica Zaruma-Portovelo en un tramo N y otro Sur. El tramo o porción N incluye el distrito Pucará-Alausí, localizado en las estribaciones SE de la Cordillera Occidental. Este distrito está dominado por rocas volcánicas continentales del Terciario (Grupo Saraguro), sobreimpuestas al Terreno Chaucha, y está separado del Terreno Tahuín de litología semipelítica (rocas del Complejo Metamórfico El Oro) por la megaestructura Piñas-Portovelo. El tramo S incluye el distrito Zaruma-Portovelo, integrado también por rocas volcánicas continentales del Terciario (Grupo Saraguro) entre las que se destacan las de la Unidad Portovelo (Serie Portovelo; Billinsgley 1926) sobreimpuestas al mismo terreno metamórfico. La etapa de reactivación, previamente mencionada, también determinó en el distrito Pucará-Alausí la presencia de fallas locales subordinadas de 3 er orden con rumbo NE-SO (fallas: Culebrillas, Gañarín y La Tigrera), que cortan litologías de la Formación Pisayambo y Volcánicos Saraguro, NO-SE (fallas: Río Chico y Río Tenguel), que afectan litologías de las Unidades Macuchi y Pallatanga. Mientras que en el distrito Zaruma-Portovelo, en la zona de las megaestructuras Jubones y Piñas-Portovelo, determinó la presencia de fallas locales subordinadas de rumbo N-S (fallas: Cerro Azul y Salvias-Guanazán) que disectan litologías del Grupo Saraguro y la Formación Pisayambo, respectivamente, NE-SO (fallas: Chilla y Chinchilla) que cortan litologías pliocenas de la Formación Pisayambo, NO-SE (fallas: Atahualpa y El Arí-Salvias) que atraviesan litologías del Grupo Saraguro y especialmente de la Unidad Portovelo, ONO-ESE (falla Puente Buza-Palestina) y E-O (falla Paccha), que fragmentan litologías del Grupo Saraguro y cuerpos granodioríticos (Figs. 6, 12 y 13). Dentro de las porciones central y oriental del distrito Zaruma-Portovelo, como consecuencia del régimen distensivo sostenido hasta los ~9 Ma, se desarrolló próximo al margen continental un volcanismo de intraplaca calco-alcalino a alcalino entre los 28 y 21 Ma, del cual se preservan mantos de lavas de composición basalto-andesítica y andesítica de textura porfírica, tobas de composición andesítica y dacítica, tobas de ash flow de composición riolítica a dacítica en la Unidad Portovelo (Serie Portovelo; Billinsgley 1926), y una actividad plutónica-hipabisal con predominio de complejos dioríticos y granodioríticos entre los 25 y 15 Ma (Chiaradia et al . 2004). Sin embargo, se debe considerar que este volcanismo pudo haberse desarrollado hace 48 ± 12 Ma, en base a los datos
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antes presentados dando lugar a las brechas volcánicas, tobas y flujos de composición andesítica e ignimbritas de la Serie Muluncay . Durante el Cenozoico Inferior la subducción de la placa oceánica Farallón/Nazca bajo el margen continental permaneció oblicua hacia el NE. La ortogonalización EO y la disminución del ángulo del plano de subducción no ocurrieron hasta el comienzo del Mioceno (Pilger 1983), después de que se depositara la Unidad Portovelo del Grupo Saraguro. La extensión N-S de la corteza, de acuerdo a Spencer et al . (2002) ocasionó el movimiento directo de la falla-cabalgamiento Piñas-Portovelo, durante la desaceleración rápida de la velocidad de subducción de la placa de Fallaron/Nazca por debajo de la placa Sudamericana a partir de los 37 Ma. Es probable que los filones mineralizados N-S del distrito se iniciaran durante o inmediatamente antes del cambio vectorial en el régimen de subducción. Finalmente, las fallas sin-deposicionales como el Cinturón Gañarín y el sistema de fallas Girón, posiblemente controlaron las fallas fundamentales en el basamento, que restringieron espacialmente la formación de cuencas terciarias, centros volcánicos y de las intrusiones subvolcánicas.
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C - DEPÓSITOS MINERALES DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO Los depósitos minerales del distrito Zaruma-Portovelo comprenden sistemas de filones aurífero-polimetálicos longitudinales de estilo epitermal (Hedenquist et al . 1996) dentro de un área de 4x12 km2. Están alineados con una estructura de desplazamiento de rumbo (strike-slip; Vikentyev 2005; Banda 2005) comprendida entre la megaestructura Piñas-Portovelo y la falla subordinada Puente BuzaPalestina. Los filones tienen geometría sigmoide, extensión próxima al kilómetro y diseminaciones subordinadas relacionadas con un estilo pórfiro-Cu (Chiaradia et al . 2004). Existen escasas dataciones disponibles sobre la mineralización, sin embargo, sobre la base de mediciones K/Ar presentados en Chiaradia et al . (2004) se discrimina una etapa mineralizante de estilo pórfiro-Cu entre los 32 Ma y 12 Ma y otra, parcialmente sobreimpuesta, para la mineralización filoneana de estilo epitermal Au-Ag entre los 21 Ma y 10 millones de años. Este rango se ve acotado por las mediciones mencionadas Rb/Sr de Galarza et al . (1999), que determinan una edad de 48 ± 12 Ma para la Serie Muluncay que aloja la mineralización de relleno mayoritariamente. Los filones del distrito son escalonados y en echelón. Se encuentran emplazados, preferentemente, dentro de la Unidad Portovelo (Series Muluncay y Portovelo; Billinsgley 1926) y consisten en vetas, venas y venillas, asociadas al magmatismo de arco continental Terciario, el cual se encuentra relacionado con sitios de dilatación en la corteza, desarrollados en un paleo-ambiente de graben durante el Oligoceno-Mioceno (Spencer et al . 2002). De acuerdo con Chiaradia et al . (2004), este magmatismo deriva de un manto enriquecido tipo MORB y está controlado por el fraccionamiento de plagioclasa durante un régimen transpresivo, dentro de niveles poco profundos de la corteza (<20 km). Son filones discontinuos con mineralización multiepisódica de metales base y preciosos, que siguen un patrón estructural regional, de dirección N-S con variaciones locales al NNE-SSO en su centro, y NNO-SSE en sus colas, e inclinan al E con valores que fluctúan entre 25° y 80° y longitudes de cientos de metros hasta de 2,5 kilómetros. Las mayores profundidades verticales conocidas de la mineralización son de 500 metros. En general las vetas rara vez superan el metro de espesor verdadero. La potencia varía desde 0,3 hasta 2,7 m, con excepción de la veta Abundancia que en los inicios de su descubrimiento, tenía 4 m de potencia (Wolf 1892). La roca de caja en la zona de contacto con la veta y en su proximidad tiene alteración suave o débil a fuerte o penetrante ( pervasive alteration), y está representada por basalto-andesitas y andesitas mineralizadas afíricas a porfíricas
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de la Unidad Portovelo, con fenocristales de plagioclasa y hornblenda. Tiene contenidos químicos de elementos mayoritarios y en traza que definen composiciones de series de rocas desde calco-alcalinas hasta alcalinas (Chiaradia et al . 2004), compatibles con el ambiente de emplazamiento extensional cordillerano propuesto por Spencer et al . (2002). En el distrito, se identificaron 10 sistemas principales, con más de 30 filones mineralizados, dando lugar a la conformación de una serie de unidades económicas de producción o minas. Dentro de la lista de estos sistemas, se destacan por su relevancia histórica e importancia económica: Cerro de Oro (Ayapamba), Minas Nuevas-Muluncay, Vizcaya-Nicole, Sexmo-Miranda, Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce, Jorupe, Tamayo-Quebrada, Portovelo, Curipamba y Tablón.
C1 - GENERALIDADES DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS Al N de la falla Puente Buza-Palestina, en la porción NO del distrito, d istrito, se ubican dos sistemas de filones: Cerro de Oro (Ayapamba) y Minas Nuevas-Muluncay, que han sido de vital importancia para el desarrollo productivo de la región. Más al S, entre las estructuras Puente Buza-Palestina y Piñas-Portovelo, se localiza el principal enjambre de vetas o sistemas de filones del distrito, que tiene una longitud inusual en en planta de 8 kilómetros. De N a S, este enjambre involucra los sistemas: Vizcaya-Nicole, Sexmo-Miranda, Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce, Jorupe, Tamayo-Quebrada, Portovelo, Curipamba y Tablón. En la Tabla 2 se sintetiza para cada sistema su relación con las unidades económicas productivas, empresas, reservas y leyes o tenores registrados. registrados . A continuación se expone una descripción sinóptica a partir del de l trabajo traba jo de campo c ampo para los mencionados sistemas: 1.- El Sistema Cerro de Oro fue estudiado detalladamente por Marikovsky (1958) y conocido por el nombre de Ayapamba. Se ubica en la parte noroccidental del distrito (9’600.614-647.351), (9’600.614-647.351), cuya bocamina está en la cota 1.381 ms.n.m. En el pasado la veta principal llevó el mismo nombre del sistema, es decir, Cerro de Oro. Actualmente, se trata de un sistema aislado e integrado, básicamente, por cuatro vetas subparalelas principales, de las cuales las principales son Sucre, Sucre East y Sucre West. La veta principal del filón tiene una longitud >350m un rumbo NNO-SSE, con buzamiento promedio de 40° al ENE. 2.- El Sistema Minas Nuevas-Muluncay hospeda toda la producción significante en las porciones nórdicas del distrito. Está localizado al E del Río Calera en las
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parroquias Minas Nuevas y Muluncay a 12 km de Zaruma. Tiene dos entradas principales: una ubicada en Minas Nuevas (9’600.025 ( 9’600.025-651.095) -651.095) en la cota 1.120 ms.n.m, perteneciente a la sociedad minera O NIVEL y otra, en Muluncay (9’596.826-652.474) 9’596.826-652.474) en la cota 988 ms.n.m, administrada por la empresa minera ECUADOR GOLD CORP. S. A., en cuyas inmediaciones se encuentra la Empresa Minera Reina de Fátima S.A.-EMIREIFA S.A. Inicialmente, la integraban los filones: Caridad, Zancudo, Christina, Fénix, Mercedes, Francesa, Leonor y California. Son filones discontinuos, estrechos que hospedan toda la producción significante en las porciones del norte del distrito con generaciones de vetas, vetillas y brechas mineralizadas. A 25 m al E del filón Caridad, situado en la porción O del sistema, se encuentra el filón Zancudo. Más al E, a 45 m de este filón, se ubica el filón Christina y, finalmente, a 55 m al E de este último se localiza el filón Fénix. Actualmente se conocen los filones Bonanza (Zancudo), Christina (Christina), Jane (Fénix) y Marieta (Mercedes), que tienen rumbo NO-SE, con buzamiento promedio de 60° al NE. Los flancos septentrionales de los filones Christina y Jane se desarrollan por parte de la sociedad minera O NIVEL, en tanto que sus flancos australes se desarrollan por parte de las empresas mineras ECUADOR GOLD CORP. S. A. y EMIREIFA S.A. 3.- El Sistema Vizcaya-Nicole se ubica en la porción N del principal enjambre de vetas, inmediatamente al S de la Puente Buza-Palestina hasta la falla o estructura menor Bonilla. Se encuentra formado por los filones Vizcaya y Nicole. Estos filones están unidos entre sí por un crucero de rumbo O-E, e integrados por vetas y vetillas que involucran la unidad económica productiva Q½-BIRA (9’592.737-653.994) 9’592.737-653.994) localizada a 1.177 ms.n.m, y son el principal soporte para el análisis de esta investigación. Los filones tienen un rumbo NNE a NNO, con buzamiento promedio 45° al ESE a ENE. Se señala que el nivel principal de explotación Q½ de este filón, en el interior mina, se encuentra en la cota 1.185 ms.n.m, lo cual difiere a la cota de su entrada o bocamina (1.177 ms.n.m). Bonilla (2007) reporta que el segmento S de filón Vizcaya (filón Octubrina) tiene 238.065 t con una ley promedio de 10 g/t (0,32 oz/t) Au y el filón Nicole 24.283,43 t con el mismo tenor o ley. 4.- El Sistema Sexmo-Miranda se localiza al E del sistema Vizcaya-Nicole. Está integrado por los filones Sexmo, Salvadora, Gobernadora y Ancha. Los tres últimos filones, dirigidos hacia el N a continuación continuación del filón filón Sexmo, fueron conocidos ya en el siglo XIX como Grupo de La Trinidad, actualmente denominado Grupo Miranda. Tienen rumbo NE-SO, con buzamiento promedio
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de 50° al SE. Para este sistema se conocen las unidades económicas de producción Sexmo (9’592.585 (9’592.585-654.242), -654.242), cota 1.320 ms.n.m, y Miranda (9’593.332-654.862), 9’593.332-654.862), cota 1.375 metros sobre nivel del mar. Al presente, el filón Sexmo tiene su unidad productiva inactiva en vista de su sobre-explotación, realizada en la veta principal; sin embargo, BIRA la explota como mina turística. Mientras que la mina Miranda está asistida por la compañía local MIRANDA, la cual explota el filón Salvadora y los remanentes del filón Gobernadora. 5.- El Sistema Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce se localiza al S del sistema Vizcaya-Nicole, separado de este es te último por la falla Bonilla y la falla Agua Dulce del siguiente sistema. Está integrado por los filones Bomba de Pacchapamba y Agua Dulce que tienen rumbo rum bo NE-SO y N-S, con co n buzamiento promedio de 50° 5 0° al SE y E, respectivamente. Al filón Bomba de Pachapamba se accede por la mina del mismo nombre (9’591.487 ( 9’591.487-654.060), -654.060), cota 965 ms.n.m, perteneciente a la sociedad minera “Los Pirijes”. 6.- El Sistema Jorupe se sitúa al E del sistema Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce y está limitado al O por la falla Jorupe y su continuación al NE o falla Tres Reyes. Se encuentra integrado integrado por los filones Jorupe y Tres Reyes. El filón Jorupe tiene rumbo NE-SO, con buzamiento vertical; mientras que el filón Tres Reyes, que se encuentra en la continuación N del filón Jorupe, tiene rumbo N-S con buzamiento promedio de 80° al E. La mina Jorupe (9’590. (9’590.730-654.286), 730-654.286), cota 925 ms.n.m, permite permite el desarrollo de labores extractivas de estos filones. 7.- El Sistema Tamayo-Quebrada se localiza al SO del sistema Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce y está integrado por los filones Tamayo, Sant Ernest, Nancy 1, Nancy 2, Matalanga, Nudo, Arrosemena, Ajax, Gallo y Quebrada. Los filones Tamayo, Ajax y Quebrada están separados al O por la falla Matalanga ; mientras que los filones Matalanga, Nudo y Arrosemena se encuentran en el espacio limitado por las fallas Matalanga , 25, Abundancia – segmento N- y falla Cerro Rusia. El acceso a estos filones es por la mina Cabo de Hornos (9’590.306 (9’590.306-653.723), -653.723), cota 704 ms.n.m (Fig. 15). Los filones Tamayo y Ajax tienen rumbo N-S con buzamiento promedio de 80° al E; mientras que los filones Matalanga, Nudo y Gallo tienen rumbo NE-SO con buzamiento promedio de 50° al SE. El filón Quebrada tiene rumbo NE-SO con buzamiento promedio de 50° al SE. FIG. 15. Mina Cabo de Hornos de Dynasty.
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Tabla 2. 2. Síntesis de los sistemas mineralizados en relación con las unidades económicas productivas, empresas, reservas y leyes registradas.
SISTEMA 1 Cerro de Oro
2 Minas Nuevas Muluncay
3 VizcayaNicole
4 SexmoMiranda
COTA ms.n.m
UTM 9'600.614
647.351
1.381
9'600.025
651.095
1.120
9'596.826
652.474
988
9'592.737
653.994
1.177
9'592.585
654.242
1.320
9'593.332
654.862
1.375
* Producción registrada. Continúa en página siguiente…
EMPRESA
AÑO
CIMA
1955-1965
DYNASTY ELIPE
2004
CIA MINERA NACIONAL FÉNIX SADCO CALERA MINING COMPANY CIMA O NIVEL ECUADOR GOLD GREAT ZARUMA GOLD MINING SADCO CIMA BIRA MINECSA GREAT ZARUMA GOLD MINING SADCO CIMA ELIPE MIRANDA
1887 1920-1950 1920-1950 1955-1965 2004
veta Cerro de Oro Sucre Sucre East Sucre W est Caridad Zancudo (Bonanza) Christina Fenix (Jane) Mercedes (Marieta) Francesa Leonor California Christina Jane
1880-1896
RESERVAS ton 22.500 6.600 22.800 28.067
FUENTE
g/t Au 15,60 10,00 21,20 11,78 606,52 37,22
g/t Ag 1.244,14 -
49.063
17,22
-
-
-
-
Astudillo 2006
150.000* 14.085
6,00 10,88
95,49
Bonilla 1996 Barrantes 1977
474.078*
20,00
-
Este estudio
-
-
-
Astudillo 2006
9.753
8,40
5,90
Barrantes 1977
981 -
65,08 -
-
Marikovsky 1958 Kalinaj 2004 Wolf 1922
Astudillo 2006
Kalinaj 2004
Vizcaya 1904-1950 1955-1976 1985-2009 1996-2009 1880-1896 1904-1950 1955-1976 2004 2009
Nicole Sexmo Gebernadora
Salvadora Ancha
Astudillo 2006 Kalinaj 2004 Este estudio
51
…Viene de página precedente
SISTEMA
5 Bomba de Pacchapamba Agua Dulce Dulce
6 Jorupe
7 TamayoQuebrada
8 Portovelo o Mina Grande
COTA ms.n.m
UTM
9'591.487
9`590.730
654.060
654.286
965
925
EMPRESA GREAT ZARUMA GOLD MINING SADCO LOS PIRIJES CIMA DGGM INEMIN GREAT ZARUMA GOLD MINING SADCO
AÑO 1880-1896
9'589.836
653.723
654.760
704
645
1981-1988
2004
GREAT ZARUMA GOLD MINING
1880-1896
SADCO
1904-1950
Astudillo 2006
20.380
9,33
84,29
Este estudio Barrantes 1977
4.353*
-
-
Este estudio
6,22 13,50 14,20 1.213,03 14,80 24,43 13,88 23,55 -
78,07 1.461,86 -
Barrantes 1977
Quebrada Tamayo Matalanga Nudo Quebrada Ajax Gallo
7.720 48.769 13.872 46.454 2.404 47.476 7.620 -
Portovelo
44.409
23,12
-
Abundancia* Abundancia* Cantabria
124.307 40.440
17,32 6,84
77,76
Barrantes 19 1977
Soroche (San León)
2.853**
-
-
Este estudio
11.436
8,40
-
Kalinaj 2004 Este estudio
Agua Dulce Dulce
Tres Reyes
DYNASTY ELIPE
FUENTE
-
1904-1950
1904-1950
g/t Ag
-
1880-1896
SADCO
RESERVAS ton g/t Au
-
Jorupe
INEMIN 1984 MINANCA 2009 MINESADCO * Filón de 4 m de potencia y 31.10 g/tAu en los inicios de su descubrimiento (1889) ** Producción registrada. Continúa en página siguiente…
Bomba de Pacchapamba
1904-1950 2009 1955-1976
CIA LA 1886-1898 QUEBRADA 9`590.306
veta
Kalinaj 2004 Astudillo 2006 Astudillo 20 2006 Kalinaj 2004 Este estudio Kalinaj 2004
52
…Viene de página precedente
SISTEMA
9 Curipamba*
10 Tablón
COTA ms.n.m
UTM
9`589.844
9`588.680
654.448
654.772
660
740
EMPRESA
AÑO
GREAT ZARUMA 1880-1896 GOLD MINING SADCO 1904-1950 CIMA 1955-1976 AGAPITOS 2009 CIA EXPLORA1886 DORA MINERA DEL PACÍFICO
veta Curipamba Barbasco East Barbasco South
Tablón
RESERVAS ton 42.660 15.432 12.577 -
FUENTE
g/t Au 26,27 19,60 7,80 -
g/t Ag -
6.335
12,75
65,63
Barrantes 1977
29.294
20,09
-
Kalinaj 2004
Astudillo 2006 2006 Kalinaj 2004 Este estudio
Fortuna 2009 Elena
* En el idioma de los incas (quichua) significa Tierra de Oro
Datos adicionales de producción del distrito Zaruma-Portovelo - COMPAÑÍA DE MINAS DE ORO LA QUEBRADA en 1886: 4.665,5 g Au y 91 quintales de sulfuros con ley de 124,41 g/t Au (Astudillo 2006). - SADCO en el período 1904-1941: 150.000 t con ley de 6 g/t Au provenientes de la veta Vizcaya (Bonilla 2006). - SADCO en 1949: 2,5 t Au provenientes de 163.000 t de mena con ley de 15 - >50 g/t Au (Mosquera 1951). - SADCO en el período 1904-1950: 111,9 t Au y 373,2 t Ag de 7,6 Mt de mena con ley de 14,4 g/t Au y 48,9 g/t Ag (Van Thournout et al . 1996). - CIMA en el período 1950-1965: 1,5 Mt de mena con ley de 7,77 g/t Au de los Sistemas Cerro de Oro y Minas Nuevas-Muluncay (Alfaro 1980a). - Sistema Minas Nuevas-Muluncay: 9 t Au con ley de 20 g/t Au (Rhys 2004). - Sistema Sexmo Miranda: 15 t Au (Rhys 2004). - Sistema Portovelo: 110 t Au con ley de 20 - >50g/t Au (Rhys 2004). - Producción total del distrito: 4,5 Moz (140,8 t) Au (Spencer 2002). - DGGM e INEMIN en el período 1981-1988: 4.353 t de mena con ley de 9,33 g/t Au de la veta Agua Dulce (INEMIN y AGCD 1989). - DGGM e INEMIN en el período 1984-1991: 2.853 t de mena de la veta San León (INEMIN y AGCD 1989). - BIRA Y MINECSA en el período 1985-2006: 474.078 t de mena con ley de 20 g/t Au, y 19'463.737,24 g de barras bullions (Este estudio). - Mineros Informales en el período 1984-2000: 1,55 t Au (Este estudio).
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8.- El Sistema Portovelo o Mina Grande es, históricamente, el más importante dentro del distrito Zaruma-Portovelo. Su unidad productiva denominada Portovelo o Mina Grande se localiza en la porción meridional del distrito (9’589.836-654.760), 9’589.836-654.760), cota 645 ms.n.m. Se localiza al SE del sistema Tamayo-Quebrada y está separado del mismo por las fallas menores Abundancia – Abundancia –segmento segmento N-, 25 y 24. Está integrado por el filón principal Portovelo y filones asociados al N: Abundancia -segmento N-, Cantabria, Soroche (San León) y al S: Abundancia -segmento S-. El filón Portovelo tiene rumbo NNE-SSO con buzamiento promedio de 70° al ESE. Por otro lado, el Filón Abundancia –segmento –segmento N- tiene rumbo N-S con buzamiento promedio de 80° al E; mientras que los filones Cantabria, San León tienen rumbo NE-SO con buzamiento promedio de 45° al SE y el filón Abundancia -segmento S- tiene rumbo NO-SE con buzamiento promedio de 70° al NE. 9.- El Sistema Curipamba está integrado por los filones Curipamba (nombre de origen quichua que en el idioma de los Incas significa Tierra de Oro) y Barbasco, localizados al E del sistema de filones Portovelo. Estos filones tienen rumbo N-S con buzamiento promedio de 70° al E. La mina del filón Curipamba (9’589.844 ( 9’589.844-654.448), -654.448), se encuentra en la cota 660 metros sobre el nivel del mar. 10.- El Sistema Tablón está integrado por los filones Tablón, Fortuna y Elena, localizados al SE del sistema de filones Curipamba, en el extremo suroriental del distrito minero (9´588.680-654.772), cota 740 ms.n.m. Se trata de un sistema aislado e integrado por vetas y vetillas de espesor que alcanza hasta 2 m de potencia. El filón Tablón tiene rumbo NE-SO con buzamiento promedio de 45° al SE, mientras que los filones Fortuna y Elena tienen rumbo NO-SE con buzamiento promedio de 60° y 70° al NE, respectivamente. C1.1 - CARACTERIZACIÓN ESTRUCTURAL DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS
Los filones del distrito minero Zaruma-Portovelo muestran modelos de distribución, orientaciones e indicadores cinemáticos que sugieren su formación durante un sistema geodinámicamente activo de rumbo N-S con ligeras variaciones NO-SE, controlado por las fallas dextrales: a) la megaestructura de 2 do orden PiñasPortovelo y b) las subordinadas Puente Buza-Palestina y Bonilla (véase capítulo B3). Las dos primeras fallas buzan al NE entre 40° y 70° mientras que la falla Bonilla buza 70° al SO. El cizallamiento dextral se postula que controló el desarrollo de filones en jogs o juegos dilatacionales y duplexes extensionales, cuya localización está al menos influenciada en parte por los contrastes reológicos.
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Al N de la falla Puente Buza-Palestina la litología de la roca encajante de los filones es, probablemente, correlativa con la Serie Muluncay de Billingsley (1926) y refleja los niveles erosionados más profundos en la secuencia estratigráfica; mientras que al S de esta misma falla la litología es correlativa con la Serie Portovelo de Billingsley (1926). La formación de los sistemas de filones, durante la actividad dextral de estas fallas, se manifiesta en indicadores cinemáticos identificados, como ser: -
vetas y vetillas extensionales de rumbo NE con buzamiento escarpado hacia el SE.
-
fracturas de de cizalla dextral sintéticas que se homologan con las las presentadas por sus valores angulares mediante el modelo de Riedel (R, (R , R’ y R’ y P) y que se encuentran en segmentos locales de rumbo NNO a ONO.
-
lineaciones definidas por estrías y escalones.
Los filones son dominantemente extensionales y el estilo de deformación es frágil a frágil-dúctil. Se encuentran acomodados en tres series en echelón y escalonadas principales, controladas por las fallas oblicuas de rumbo ONO-ESE, paralelas a la falla Piñas-Portovelo. La dirección media de los cuerpos mineralizados es N y la geometría sigmoide está definida por porciones centrales de rumbo N a NNO (sistemas Vizcaya-Nicole y Sexmo-Miranda) y colas de rumbo NE. En particular, los sistemas Portovelo y Curipamba tienen colas en dirección NO. Generalmente, las porciones más anchas de los filones comprenden la mayor proporción de vetas, vetillas y brechamiento de la roca, ocurren ocurren en las orientaciones N y NE de los sistemas de filones y están controladas por sitios dilatantes de cizallamiento dextral. Los filones de cuarzo del distrito raramente afloran en superficie y su gráfica plasmada en las figuras 16, 16a y 16b es una proyección en planta de las mismas. Las cotas de sus exposiciones subterráneas se indican en estas figuras, así como las de sus bocaminas. A continuación se sintetiza de N a S cada sistema mineralizado en relación con su geometría y estructura: 1.- El Sistema Cerro de Oro conjuntamente con el sistema Minas Nuevaselón Muluncay forma la “primera serie en ech elón ”, localizada al N de la falla Puente Buza-Palestina (Figs. 16 y 16a). Tiene una geometría aislada simple del tipo veta de falla lineal, caracterizada por la orientación o rumbo subparalelo NNO-SSE de sus filones con buzamiento promedio al ENE de 40° con respecto al vector de desplazamiento o propagación de la falla. falla . La roca encajante se integra por brechas volcánicas y/o tobas de composición andesítica de la Serie Muluncay de Billingsley (1926).
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2.- El Sistema Minas Nuevas-Muluncay, en Malvas, se caracteriza por ser un sistema de filones discontinuos y estrechos de rumbo NO-SE, con buzamientos al NE de ángulos pronunciados o abruptos. El sistema se interpreta controlado por fallamiento, el cual actuó, probablemente, como canal principal para el flujo del fluido hidrotermal. En Muluncay, el sistema define duplexes extensionales y en Minas Nuevas, puntos de bifurcación tipo cola de caballo extensionales de rumbo N, donde son comunes las orientaciones de filones de rumbo N y NE. Evidentemente, las porciones más anchas de los filones con la mayor densidad de vetas, venas, vetillas y brechas ocurren con estas orientaciones. El duplex que que hospeda la mineralización pudo haberse formado en respuesta a la propagación del sistema de fallas que hospeda los filones alrededor de un cuerpo intrusivo soterrado y forma irregular, localizado al E. Este cuerpo se refleja a través de una anomalía an omalía aeromagnética de señal total positiva, contigua a las exposiciones del afloramiento del pórfido de Poglio (Rhys y Lewis 2004). 3.- El Sistema Vizcaya-Nicole forma, conjuntamente, con los sistemas SexmoMiranda, Bomba de Pacchapamba-Agua, Jorupe, Tamayo-Quebrada, Portovelo y la porción N del sistema Curipamba la “segunda serie en echelón ”, localizada entre la falla Puente Buza-Palestina y la falla Bonilla. Dentro de esta serie este sistema ocupa gran importancia en el desarrollo productivo actual del distrito (Figs. 16 y 16 b). Está integrado por vetas y vetillas extensionales de potencia variable entre 0,3 y 1,5 m con rumbos N-N20°E-N30°O y buzamiento al E-SE-NE, que fluctúa entre 25° y 80°. La roca encajante es una lava de composición andesítica y basalto-andesítica de la Serie Portovelo de Billingsley (1926). Los rumbos dilatacionales N-NE que definen porciones más anchas de los filones se pueden observar en los sectores más productivos de los niveles Vizcaya (segmento sur) y Nicole, comprendidos entre 9’592.600 y 9’593.100. 9’593.100 . Actualmente, el sistema Vizcaya-Nicole se considera el más importante del distrito minero por cuanto su desarrollo exploratorio y de explotación es el más tecnificado con respecto a los otros sistemas abandonados o sobreexplotados. Esto ha permitido el destape total de la mineralización y ha favorecido la toma de datos puntuales actualizados del tipo estructural y geológico, y ha sido determinante en la consideración de su alta representatividad para el distrito, constituyendo uno de los pilares fundamentales de la presente investigación. La caracterización estructural del filón Vizcaya de este sistema se describe en C1.1.1.
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FIG. 16. Mapa geológico de los sistemas de filones filones del distrito minero Zaruma-Portovelo. Zaruma-Portovelo. Ampliación en figuras 16a, 16b, referencia y leyenda.
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FIG. 16a. Mapa geológico de los sistemas de filones que muestra la localización de la primera serie en echelón del distrito minero Z aruma-Portovelo. aruma-Portovelo.
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FIG. 16b. Mapa geológico de los sistemas de filones que muestra la localización de la segunda y tercera serie en echelón del distrito minero Zaruma-Portovelo.
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4.- El Sistema Sexmo-Miranda está compuesto por filones extensionales de geometría simple del tipo veta falla lineal; tiene rumbo N-N15°E con buzamiento al E-SE entre 40° y 80°. La potencia de las vetas productivas varía entre 0,30 y 2,7 m (veta Ancha). 5.- El Sistema Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce integra en conjunto con los sistemas de filones Jorupe, Tamayo-Quebrada, Portovelo y Curipamba (porción N), una subserie de la segunda serie en echelón localizada al S de la falla Bonilla. Esta subserie de filones en echelón es sin duda la más importante históricamente en el distrito por su relevante geometría y producción. Los filones que lo constituyen están separados por las fallas oblicuas Bonilla y 25. Son filones extensionales que definen geometrías simples del tipo veta falla lineal que tienen rumbo N-NE con buzamiento al E-SE entre 45° y 70°. La potencia de sus vetas varía entre 0,35 y 2,50 metros. 6.- El Sistema Jorupe es subparalelo al sistema sistema Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce. Los filones de este sistema definen una geometría simple del tipo veta falla lineal. Presentan rumbos N40°E con buzamiento vertical (filón Jorupe) y N con buzamiento al E de 80° (filón Tres Reyes). 7.- El Sistema Tamayo-Quebrada es parte de la geometría sigmoidal de los sistemas rotados con rumbo N-NE y ligeras inflexiones al S. El filón Tamayo rumba al N e inflexiona al S con buzamiento casi vertical. El filón Quebrada rumba al NE con buzamiento abrupto al SE, así como los filones Matalanga, Nudo y Gallo que constituyen una geometría sigmoidal entrecortada por las fallas 25 y Cerro Rusia. 8.- El Sistema Portovelo define un duplex extensional mayor, mediante el filón curvado dominante Abundancia, el cual rota hacia el N en una serie de filones extensionales formadores de la mena de rumbo NE (por ejemplo Jorupe y Cantabria) o juntas oblícuas. También define puntos de bifurcación entre los filones Abundancia y Portovelo que se disponen en cola de caballo. El filón Cantabria, al igual que el Soroche, localizado al N del filón Abundancia segmento N-, tiene una geometría aislada simple del tipo veta falla lineal, caracterizada por la orientación NE con buzamiento al SE. Se encuentra separado del filón Abundancia -segmento N- por la falla oblicua 24 de rumbo NE. 9.- El Sistema Curipamba en lo que tiene que ver con el filón Curipamba presenta una geometría casi subparalela a la del filón Abundancia. No obstante no presenta el duplex característico característico de esta última. El filón Barbasco tiene geometría aislada simple del tipo veta falla lineal, caracterizada por la orientación igual a la del filón Cantabria, con rumbo N y buzamiento abrupto de 70° al E.
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10.- El Sistema Tablón integra, prácticamente, la “ter cera cera serie en echelón ” tiene tres geometrías aisladas simples del tipo veta falla lineal, caracterizadas por una orientación NO y buzamiento abrupto al NE con respecto al vector de propagación de la falla (filones Fortuna y Elena), y otra orientación NE con buzamiento abrupto al SE (filón Tablón) (Fig. 16b). En la figura 17 se representa la sección longitudinal A-B, señalada en la figura 16, que abarca la mayoría de proyecciones de las bocaminas y vetas de los sistemas mineralizados del distrito. De esta sección longitudinal se desprende que las vetas, profundizan en vertical entre 100 y 600 m (ej.: la Veta Vizcaya tiene una profundidad probada de 300 m). Autores como Paladines y Rosero (1996) y Spencer et al. (2002), afirman que en sentido vertical, la dimensión probada conocida es 800 m; mientras que Van Thournout et al . (1996) sostienen que es 1.400 metros. El presente estudio descarta estas profundidades ya que si bien es cierto que las vetas están expuestas por la erosión y labores mineras en una altura desde 300 ms.n.m hasta ~1.500 ms.n.m, debido al basculamiento de las mismas (Fig. 17), esto no significa que la diferencia de estas cotas es el rango de la profundidad verdadera, sino que estos valores representan mínimas y máximas alturas donde aflora la mineralización. C1.1.1 - Caracteri zación Estr uct ural d e la Veta Vizcaya (Descrip ción y A nálisis Estad ístic o de Direcciones de Deform Deform ación)
La Veta Vizcaya tiene 7 niveles de explotación (Fig. 18), sin contar con el nivel S½ (1.270 ms.n.m), colapsado y abandonado. Sus cotas por niveles de explotación se indican en el apéndice 17. De estos niveles el más importante, por sus definiciones macroscópicas estructurales y minerales, es el nivel denominado Q½, localizado en la cota 1.185 metros sobre el nivel del mar. Es oportuno aclarar que el término lineamiento se aplica con el sentido de Mykietiuk et al . (2002), abarcando a todo rasgo superficial que presenta continuidad en una misma dirección o a lo largo de un rumbo. A partir de la interpretación de la información obtenida por medición sistemática de lineamientos y rasgos planares en el nivel Q½, según programa DIPS para gráficas de datos de orientación, se pudo establecer que las direcciones predominantes de las fracturas de la Vizcaya son N5° y 32°E (Fig. 19). Estas orientaciones se conjugan con la de escasos lineamientos subordinados de dirección N30°O. Las mediciones estructurales constan en el apéndice 18.
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FIG. 17. Sección geológica a lo largo de la línea A-B, indicada en la figura 16, que muestra la proyección de las bocaminas de los sistemas mineralizados y vetas principales (rojo) del distrito Zaruma-Portovelo. Zaruma-Portovelo. Abreviaciones de las bocaminas de los sistemas: 1 - Cerro Cerro de oro, 2a - Minas nas Nuevas-Muluncay Nuevas-Muluncay (Sociedad O Nivel), 2b - Minas Minas Nuevas-Muluncay Nuevas-Muluncay (Ecuador Gold S.A.), 3 Vizcaya-Nicole, 4a Sexmo-Miranda (BIRA), 4b - Sexmo-Miranda (MIRANDA), 5 - Bomba de Pacchapamba-Agua Pacchapamba-Agua Dulce, 7 - Tamayo-Quebrada, Tamayo-Quebrada, 8 Portovelo, 10 - Tablón; Vetas: 1 - Elena, 2 - Abundancia, 3 - Tamayo, 4 - Agua Dulce, 5 - Bomba de Pacchapamba, 6 - Sexmo, 7 - Gobernadora, 8 - Vizcay a, 9 - Christina, 10 Jane, 11 - Sucre. Nótese el basculamiento de los sistemas y vetas del distrito.
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FIG. 18. Arreglo geométrico, geométrico, niveles de explotación y localización de las brechas brechas blanca 1 y 2 de la Veta Vizcaya. a) a) y b) esquema que ilustra direcciones de compresión y extensión en bends dilatacionales de la Veta Vizcaya y que albergan mineralización en cuerpos de estructura brechosa.
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FIG. 19. Diagrama de rosetas de los principales alineamientos del nivel Q½ de la Veta Vizcaya detectados a partir de la interpretación conjunta de la información morfométrica. Los círculos ecuatoriales y números en el plano horizontal indican la red esteriográfica polar según programa DIPS.
La moda principal tiene relación con fracturas extensionales de orientación ~N-S y la segunda moda con las cizallas Riedel antitéticas R’ de R’ de orientación NE-SO. Se observa una pequeña moda de dirección NO-SE, relacionada con las cizallas Riedel R sintéticas comentadas en el inciso B3.2. El nivel Q½ tiene un diseño característico geométrico curvilíneo, propio en abanico, como consecuencia de la formación de juntas ( duplexes o jogs), inflexiones o codos ( bends) tanto extensionales como compresionales. Dentro de este marco de arreglo geométrico son característicos los diseños de configuración en “S” (dilatacional o extensional) y “Z” (antidilatacional o compresional) según nomenclatura de Ortiz y Zamorano (1998). En los jogs de diseños de configuración dilatacional (en “S”), formados en el nivel casi superficial Q½ de la Veta Vizcaya, es posible encontrar brechas hidráulicas del tipo rompecabezas ( jigsaw jigsaw ) o de clastos flotantes (véase inciso C.2.1), discriminadas como brechas blancas de Bonilla (2002). Un ejemplo clásico son las brechas localizadas en las coordenadas 9'593.610-654.112 (brecha blanca 1, punto topográfico 63, Figs. 20 y 18a) y 9'593.665-654.106 (brecha blanca 2, punto topográfico 71, Figs. 21 y 18b). Sus mediciones estructurales constan en los apéndices 19 y 20, respectivamente. En el diagrama de rosetas de la brecha blanca 1, según el mismo programa DIPS, se distinguen tres modas (Fig. 22a).
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FIG. 21. Brecha hidráulica blanca 2, localizada en el punto topográfico 71del filón Vizcaya, nivel Q½.
FIG. 20. Brecha hidráulica blanca 1, localizada en el punto topográfico 63 del filón Vizcaya, nivel Q½.
a
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FIG. 22. Diagrama de rosetas de brechas de la Veta Vizcaya. a) Brecha hidráulica blanca 1. b) Brecha hidráulica blanca 2. Los círculos ecuatoriales y números en el plano horizontal indican la red esteriográfica polar según programa DIPS.
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La primera moda de rumbo N85°O se relaciona con las direcciones de cizallas P de Riedel, y representa el cúmulo mayor de dilatancias. Mientras que la segunda moda de rumbo N25°E se vincula con fracturas X dilatacionales rotacionales de Riedel, y la tercera moda de rumbo N54°E, coincide con la dirección del esfuerzo principal 3 o dirección principal de la dilatación. En cuanto a las modas dilatacionales de la brecha blanca 2 (Fig. 22b) son: N10°, 24° y 60°E, y N25°O. Estas direcciones sugieren para las dos primeras modas un vínculo con las fracturas X dilatacionales, mientras que la tercera se correlaciona con la dirección del esfuerzo principal 3, y la cuarta moda con fracturas tensionales por el esfuerzo principal 1. Los lineamientos del diagrama de rosetas del nivel Q½ con direcciones predominantes N5° y 32°E buzan al SE. Mientras que los lineamientos subordinados de dirección N30°O buzan al NE. Los lineamientos de la brecha blanca 1 con rumbo N85°O buzan al NE, con rumbo N25°E al SE y con rumbo N54°E al NO, y los lineamientos de la brecha blanca 2 con rumbo N10° y 24°E al SE, con rumbo N60°E al NO y con rumbo N25°O al NE. C1.2 - CARACTERIZACIÓN MINERALÓGICA DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS
Se señala que en la presente investigación se emplean abreviaturas de minerales propuestas por Kretz (1983), las mismas que constan en el apéndice 21. Observaciones de campo mesoscópicas permiten establecer que los sistemas de filones del distrito muestran una zonación mineralógica bien definida que acompaña al rumbo de N a S. Esta zonación zonación marca una disminución disminución progresiva de la temperatura de formación del sistema (enfriamiento progresivo) desde un sistema porfírico expuesto en la porción N del distrito d istrito (Figs. 16, 16a y 16b). 16b ). La zonación refleja, probablemente, diversos niveles de erosión en donde los niveles más profundos de los sistemas de filones asociados con pórfidos quedaron expuestos al N del distrito a profundidades más someras, y está acompañada por una disminución del contenido volumétrico de mt, cp y sph de N a S. A ella se acopla la presencia de turmalina en las porciones nórdicas de los filones. Estos niveles indican porciones bajas (antiguamente subyacentes) de las Series Portovelo y Muluncay de Billingsley (1926); mientras que las posiciones estratigráficas más altas de los sistemas de filones corresponden a los niveles superiores de la Serie Portovelo. Las observaciones de campo junto con las microscópicas permitieron establecer que los cuerpos tabulares tienen una mineralogía metalífera hipogénica dominada por estructura bandeada e integrada, principalmente, por sulfuros de Zn, Cu, Ag, Pb junto con qz, chl, ep, mt y hm con presencia de minerales de Cu grises (tn y th), teleluros (ptz), Au y Ag. También caracterizan a los sistemas, brechas con qzcarbonatos, compatibles con las brechas de sulfuración intermedia de Spencer et al . (2002) y con qz masivo y escaso sulfuro diseminado.
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Los sulfuros son py, sph, cp, y junto con gn subordinada integran la mena dominante; mientras que el qz es el mineral de ganga más abundante, siendo comunes los componentes de alteración hidrotermal, como ser, ill/sm y adularia. Los minerales citados se agrupan formando paragénesis discretas (estadios) que fueron depositadas en momentos particulares durante la evolución de los sistemas de filones del distrito. En particular, la caracterización de las asociaciones mineralógicas, reconocidas sobre todo en el filón Vizcaya, junto con la descripción específica de cada mineral, se desarrollan en el inciso C1.4, donde se aborda la evolución paragenética de este filón. La distribución de los minerales de mena en el distrito es heterogénea y puede reconocerse patrones de distribución que caracterizan las asociaciones descriptas a continuación. La asociación py ± cp es abundante en los cuerpos de la “primera serie en echelón ” [filones Sucre, Sucre East, Sucre West, Bonanza (Zancudo), Christina, Jane (Fénix) y Marieta (Mercedes), véase inciso C1.1] y se localiza, generalmente, en las márgenes de los filones. Estos minerales representan una zona de alta temperatura expuesta en los niveles inferiores de los filones. Se sugiere que esta asociación está mejor representada como consecuencia del levantamiento de bloques de N a S. Generalmente Generalmente la cp está sustituida sustituida por calcosina y covelina. helón La asociación sph + gn ± py es abundante al N de la “segunda serie en ec helón ” [filones Vizcaya, Nicole, Sexmo, Salvadora, Gobernadora, Ancha, Bomba de Pacchapamba, Agua Dulce, Jorupe, Tres Reyes, Tamayo, Sant Ernest, Nancy 1, Nancy 2, Matalanga, Nudo, Arrosemena, Ajax, Gallo, Quebrada, Portovelo, Abundancia -segmento N-, Cantabria, Soroche (San León), Curipamba (parte norte) y Barbasco, véase inciso C1.1] y se localiza, generalmente, en bandas en el centro de estructuras con escarpela y fuera del margen de los filones, siendo minerales que representan aparentemente una zona de menor temperatura. De E a O la concentración de metales metales base en los filones aumenta con el siguiente orden: Cu-Zn-Pb.
La asociación sph + gn + cp ± py es abundante y común en la porción S de la elón elón “segunda serie en ech elón ” y al N de la “tercera serie en ech elón ” (filones Tablón, Fortuna y Elena, véase inciso C1.1). Se localiza, a partir del filón Abundancia -segmento N- en todas sus latitudes. En las latitudes más al S del filón Abundancia -segmento S- se sitúa una zona con filones representados por una asociación de baja temperatura de la “tercera serie en ech elón ” y que se elón caracteriza por la ausencia, prácticamente de sulfuros y más bien la presencia de cal ± rdc. El Au se ubica en filones extensionales, situados en los juegos dilatacionales clásicos y en los ambientes de duplex extensionales. No obstante, en las porciones más anchas de los filones de rumbo N y NO, con las proporciones más altas de generaciones de filones, vetilleo y brechamiento, se encuentra una gran
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cantidad de sulfuros que definen profundos clavos con hundimiento SE, desarrollados con un alto ángulo con respecto al vector de desplazamiento de los filones falla (Fig. 40). Localmente, la asociación chl ± py de color verde-obscuro a negro-obscuro, friable, ocurre en segmentos antidilatacionales de los filones-falla como matriz de brecha y material localizado entre el filón y la roca de caja, el cual puede representar arcilla de falla alterada hidrotermalmente. A continuación se sintetiza s intetiza de N a S cada cad a sistema mineralizado en relación con su caracterización mineralógica y asociaciones paragenéticas (apéndice 22): 1.- El Sistema Cerro de Oro refleja una paragénesis local de alta temperatura, relativamente, integrada por qz + py + cp chl ep con poca alteración hm + chl, próxima a los filones principales. 2.- El Sistema Minas Nuevas-Muluncay se caracteriza por la paragénesis multigeneracional indicativa de un descenso progresivo del contenido de sulfuros desde una zona con alteración temprana temprana chl + sph + py ± cp + chispas de oro en las márgenes de los filones (estadio intermedio crustiforme) hasta una alteración qz + chl + sph + cp ± tn-th ± mg + pintas o chispas de Au, con textura en escarapela mayormente aurífera junto con qz blanco tardío ± am en el centro de los filones. El 10 a 20% de los sulfuros, principalmente py, cp y sph, están contenidos en la paragénesis multigeneracional (multiepisódica) formadora de los filones del sistema. En Minas Nuevas se observa mayor cantidad de sulfosales (tn-th) y marcasita. La mt y hm son fases accesorias hipógenas comunes en las porciones crustiformes de los filones. Sugieren cambios en el estado de oxidación del fluido, factor entre otros, que controla la precipitación de oro (Rhys and Lewis 2004). Este cambio de estado de oxidación puede responder a la mezcla de fluidos o reacciones de intercambio iónico ( wall-rock reactions). El sistema posee la asociación qz + chl en las venas de sulfuro junto a una intensa alteración con hm + chl, próxima a los filones principales, hasta vetillas distales con cal + qz ± ep y que a menudo no tienen coberturas de alteración visibles. 3.- El Sistema Vizcaya-Nicole posee una mineralogía dominada por sulfuros (py, cp, sph y gn; 10 a 30% del volumen). El qz es el mineral de ganga más abundante; presenta amplia distribución en el sistema y está difundido en todas las vetas y tipos de mineralización. La cal, ad, ep, ser, chl, e ill/sm son minerales comunes. La bn, hm y los minerales grises tn-th son también frecuentes en algunas partes de los filones Vizcaya y Nicole. El teleluro ptz y el oro nativo son raros. Magnetita, molibdenita, argentita, freibergita, safflorita, nagyagita, proustita y bournonita también se detectan en estos filones (Van Thournout et al . 1996; Spencer et al. 2002).
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En base a observaciones macroscópicas, microscópicas y determinaciones realizadas con microsonda electrónica y difractometría de rayos X, PIMA (véase inciso C1.3), se estableció para el depósito hidrotermal Vizcaya la participación de una mineralización metalífera hipogénica integrada por qz + py + sph + hm + gn + cp + bn + tn-th + ptz + el + Au. Las determinaciones con microsonda semicuantitativa permitieron definir composiciones y, en muchos casos, corroborar la existencia de especies minerales identificadas al microscopio como es el caso de la tetraedrita y teleluro del tipo de la petzita. Los citados sulfuros constituyen los minerales de mena dominantes. Entre los minerales de ganga se destacan qz (de tamaño granoso grueso, fino a medio, microgranoso), ad, sm, ill, chl, ser y ep (véase inciso C1.3). Poseen un patrón de distribución con diseño en bandas en el rumbo de la veta. Mediante difractometría de rayos X se definió la participación de cc entre los minerales de ganga y no se pudo confirmar participación relíctica de ópalo, aunque se interpreta su preexistencia por rasgos texturales y se destaca que el número de muestras investigadas fue bajo al aplicar Rx. La distribución de los minerales de mena no es homogénea. La asociación py + cp + gn + sph tiene sus mayores concentraciones en las brechas hidrotermales negras asistidas por fluidos, que se localizan, principalmente, entre los niveles O y R½ de la Veta Vizcaya, en su parte central. Estas brechas, constituidas por py y qz junto con una fina matriz de mineral molido, se localizan entre las cotas 1.061 y 1.240 ms.n.m, en la porción media de la mineralización a lo largo de un eje de rumbo N10°O en sitios de variedad térmica (véase inciso C3.4). 4.- El Sistema Sexmo-Miranda está integrada por paragénesis multigeneracional de qz + cal ± cp ± py ± tn-th ± hm ± pintas de Au, con idéntica zonación que en el caso de los sistemas anteriores, pero se señala que es más pronunciada. Particularmente, el filón Sexmo está integrado por qz dominante e intercrecimientos cristalinos, gruesos y bandas de qz ± cal, con chl, ill y ad, y 20 a 40% en volumen de sph + py + gn + cp. No ocurre así en el filón Ancha que está integrado sólo por qz blanco masivo. El estadio principal, rico en sulfuros, ha sido explotado exitosamente. Aún posee qz blanco ± cal; qz obscuro a gris + py diseminada y sulfosales. La py aparece en forma de matriz o cemento de brechas y como integrante de la mineralización más temprana y rica en sulfuros (Billingsley 1926), asociada con algunas áreas de mayor tenor. 5.- El Sistema Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce se caracteriza por la paragénesis multigeneracional qz + cal + cp + py + bn + gn + sph + pintas de Au. La composición mineralógica se diferencia del sistema Sexmo-Miranda por la abundancia de cp entre los sulfuros.
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6.- El Sistema Jorupe también tiene una paragénesis multigeneracional, qz + cal + py + cp + sph + gn y alto contenido de Cu, el cual aparece en lamelas delgadas y con formas dendríticas. Las vetas principales de los filones de este sistema se componen de bandas paralelas, cuyo espesor es de 0,30 m, integradas por qz, py, sph, gn con alternancia de otras bandas de qz y que confieren aspecto laminado y/o bandeado. 7.- El Sistema Tamayo-Quebrada está integrado por la misma paragénesis del Sistema Jorupe; sin embargo, tiene sph como sulfuro predominante. Los sulfuros: py, gn y cp, son abundantes junto con sph y forman el típico agregado mineral denominado mena compleja por Billingsley (1926). El qz es cristalino, masivo, casi sin pátinas de oxidación, y portador de oro visible de forma lamelar y granoso. 8.- El Sistema Portovelo está compuesto por filones con paragénesis multigeneracional de qz + cal + sph + cp + py + gn + Au, con predominio pr edominio de gn. En la porción N del sistema, específicamente en los filones Abundancia segmento N-, Cantabria y Soroche, existe una zona dominante de qz en intercrecimientos granosos gruesos en bandas junto con cal + chl + ill ± ad. La sph + py + gn + cp entre el 20 y 40% acompañan en volumen. En la zona dominante de qz el estadio principal filoneano rico en sulfuros, localmente fue explotado con extracción de qz blanco + cal + qz de tamaño granoso fino obscuro a gris, con py diseminada y sulfosales a menudo en forma de matriz de brecha o de mineralización más temprana rica en sulfuros (Billingsley 1926). Al S del sistema, el filón Abundancia -segmento S- tiene cal como mineral predominante. Es de tamaño granoso grueso y el filón es pobre en sulfuros, con débil bandeado y participación de rdc ± fl y contenidos del 5% en volumen de gn + py (Billingsley 1926; Spencer et al . 2002). El cambio en la ganga de los filones con qz a cal dominante está acompañado por un cambio en la alteración arcillosa de ill a ill/sm interlaminada (<200° C; Spencer et al . 2002). La cal espática (bladed ) y ad están presentes en las porciones del centro-S y S del sistema, respectivamente, sugeriendo condiciones de ebullición. El mismo estilo de zonación se observa verticalmente en los filones individuales de este sistema, desde asociaciones ricas en qz + py en profundidad hasta porciones superiores ricas en cal, con un cambio de cp + sph, sph y finalmente una asociación de sulfuros de metal base dominados por gn (Billingsley 1926). 9.- El Sistema Curipamba tiene paragénesis similar a la del Sistema Portovelo en lo que exclusivamente se refiere a su porción S, es decir, es similar a la del filón Abundancia -segmento S-. La paragénesis está integrada por cal espática + qz + rdc ± trazas de py y corresponde c orresponde a la porción S del filón Curipamba.
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En el filón Barbasco, existe una zona de qz dominante con intercrecimientos gruesos cristalinos de bandas conformadas localmente por qz + ad y la asociación py + cp ± sph. 10.- El Sistema Tablón está compuesto por la paragénesis simple simple cal + qz + Mn ± cp ± sph ± gn ± trazas de py ± Au. En el extremo S del sistema (filón Elena), inmediatamente al N de la falla Piñas-Portovelo, se observa cal dominante y rdc que yacen dentro de zonas con alteración ill/sm, juntas caracterizan las porciones distales y frías de los sistemas epitermales. La cal es de tamaño granoso grueso. El filón Elena es pobre en sulfuros, con débil participación de fl. Los minerales más representativos de los sistemas mineralizados en las zonas supérgenas se tratan en el inciso C1.5. En el inciso siguiente C1.3, se describe y analiza la alteración hidrotermal del sistema Vizcaya-Nicole, y en particular de la Veta Vizcaya, seleccionada por la representatividad del distrito, y que permite esbozar la Metalogenia del mismo y una propuesta de modelo metalogenético. C1.3 - CARACTERIZACIÓN DE LA ALTERACIÓN HIDROTERMAL
Se entiende como proceso de alteración hidrotermal al intercambio químico ocurrido durante la interacción fluido hidrotermal-roca. Esta interacción conlleva cambios químicos, mineralógicos y texturales en la roca afectada, productos del desequilibrio termodinámico entre ambas fases (roca-fluido). En estricto rigor, una alteración hidrotermal puede ser considerada como un proceso de metasomatismo, dándose la transformación química y mineralógica de la roca original en un sistema termodinámico abierto o cerrado (Taylor et al . 1980) con relleno subordinado y/o recristalización. Lindgren (1.933), definió la alteración hidrotermal, con reemplazo o metasomatismo como “...el proceso de solución solución capilar y depositación, prácticamente simultáneo, mediante el cual un mineral nuevo de composición química parcial o totalmente diferente puede crecer en el cuerpo de un mineral viejo o agregado mineral...”. mineral...”. Guilbert et al . (1986) interpretan que además participan mecanismos de difusión e infiltración. En la naturaleza la gran mayoría de depósitos minerales metálicos están de una u otra forma ligados a procesos de alteración hidrotermal, es decir, a cambios de componentes químicos entre los fluidos y las rocas por las que circula y deposita, y cuyas nuevas características mineralógicas, químicas y morfológicas entregan información acerca de parámetros termodinámicos del fluido que las generó y la interacción roca-fluido ( water-rock interaction).
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Los sistemas de filones del distrito muestran una zonación en la alteración hidrotermal de N a S. Al igual que la zonación mineralógica (véase inciso C1.2), la alteración zonal refleja, probablemente, la exposición por ascenso y descenso de bloques de diversos niveles de formación de los depósitos por erosión, en donde los niveles más profundos de los sistemas de filones asociados con pórfidos quedaron expuestos al N del distrito a profundidades someras. Estos niveles, controlados por fallamiento o vasculamiento de bloques, corresponden a las Series Portovelo y Muluncay de Billingsley (1926) (Fig. 17). En las porciones SO del distrito Zaruma-Portovelo, están presentes las alteraciónes argílica avanzada y silicificación intensa en las rocas volcánicas de composición riolítica (cerros Zaruma Urcu y Santa Bárbara, Fig 17) y en proximidad de los filones minados históricamente. La zona silicificada, esporádicamente, define afloramientos o subcrop (afloramientos enterrados) de rodados en el S y NO de Zaruma sobre una longitud de 10 km en dirección N-S. La ocurrencia de filones productivos en el área Portovelo por debajo de esta zona con alteración argílica avanzada y silicificación penetrante sugiere la posible existencia de un paleonivel freático tal vez asociado con exhalación de vapor caliente (véase inciso C3.4) y que coronó los sistemas filoneanos y/o los restos erosionados de una litocapa que se extendió al S desde el sistema porfídico, localizado al N del distrito (Spencer et al . 2002). A los efectos de determinar la alteración hidrotermal del distrito a partir de la representativa Veta Vizcaya se realizó un muestreo de la roca de caja desde los niveles inferiores al nivel principal Q½, en el intervalo que fluctúa entre las cotas 1.061 ms.n.m (nivel N) y 1.185 ms.n.m (nivel Q½), hasta los niveles superiores alcanzando la cota 1.222 ms.n.m (nivel R½). Las muestras recolectadas y que acompañan el rumbo y buzamiento del filón fueron procesadas mediante la técnica PIMA (Portable Infrared Mineral Analyzer ) en el Servicio Geológico Minero Argentino-SEGEMAR, Ciudad Autónoma de Buenos Aires. Los resultados se indican en el apéndice 23 y los mismos fueron complementados con el estudio petrográfico a través de cortes delgados y ensayos de tinción. El PIMA es un instrumento portátil que sirve para utilizar la técnica de espectrometría de reflectancia con el fin de precisar mineralogía y composición de minerales transparentes generados por alteración hidrotermal, tales como clorita, arcillas, etc. Para ello y en gabinete se trabajó con una muestra de tamaño no inferior a medio puño, con superficies planas y que se coloca directamente sobre la ventana de medición del instrumental. Por medio de una computadora portátil conectada al equipo y el software , se produce la lectura de la muestra obteniéndose un espectro de reflectancia, que se lo relaciona con espectros o patrones tabulados con el fin de determinar el mineral investigado. La alteración hidrotermal de la Veta Vizcaya desarrolla una zonación aparentemente en capas concéntricas en torno al rumbo del filón (Fig. 23), y se
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identificaron 6 tipos de alteraciones: caolínica, propilítica, argílica intermedia o subpropilítica, argílica, fílica y silicificación, las cuales se describen a con tinuación. Se incluyen las reacciones que caracterizan la formación de sus minerales índice y se señala que en este estudio para el caso de textura del agregado mineral se emplean las abreviaturas del apéndice 24 como subíndice, y que el número secuencial de aparición de cada agregado mineral se indica con superíndice (véase apéndice 25). La alteración caolínica está presente en los sectores aledaños a las muestras R3, R41 y R44, es decir, en la parte N del nivel R½ y nororiental de la veta, en los niveles superficiales periféricos de profundidades someras y menores que las del nivel R½. La roca desarrolla color verde blanquecino a gris blanquecino y textura porosa. La kao reemplaza fundamentalmente, a los fenocristales de plag. Se interpreta que la caolinización es producto de la meteorización o sea bajo condiciones exógenas. Por su distribución, en caso de ser de origen endógeno reflejaría proximidad a una paleosuperficie y antiguas condiciones de un ambiente ácido (pH <2,5) para posibilitar su depositación (Hemley y Jones 1964). La alteración propilítica está representada por la asociación chl + ep + qz + py ser cal ill ad cb y es la alteración de mayor extensión en el distrito. En la roca andesítica afecta a los megacristales, así como a la pasta, y con un grado desde penetrante o perfusivo ( pervasive pervasive ) hasta incipiente. La roca desarrolla color gris-verde y fractura concoidea. Esta alteración se detectó entre las cotas 1.061 ms.n.m (nivel N) y 1.170 ms.n.m (nivel P¾), y pasa gradualmente a una alteración argílica intermedia o subpropilítica hacia el techo, entre las cotas 1.170 ms.n.m (nivel P¾) y 1.222 ms.n.m (nivel R½). En lugares en torno de la muestra R3, ubicada al N del nivel R½, y de las muestras R41 y R44 (más al N de la veta y por sobre la cota del nivel R½), la alteración propilítica está sobreimpuesta por una caolinización penetrante. Principalmente, el estadio e1 de la secuencia paragenética (véase inciso C1.4) involucra propilitización de la roca de caja andesítica y está definida por la paragénesis chl1 + ep1 + ser 1 + cb1 + qzmg1 ± py1 ± ill1 ± ad1. El estadio e2 también sustenta esta alteración, sin embargo, refleja la paragénesis chl2 + py 2 + qzmg2 + ill2 + cb2 + cal1 + ad2. Mientras que en el estadio e3 únicamente participa la paragénesis chl 3 + qzmg3 + py3 ± ill 3 ± sm1 y por lo tanto podría considerarse como una cloritización o telescoping hacia una alteración argílica intermedia. La chl reemplaza pseudomórficamente minerales máficos, cerca de los cuales se observa abundante mineral opaco diseminado de grano fino y que no sobrepasa los 50 m. El reemplazo de los minerales máficos máficos (ej.: bt) por chl se relaciona con la hidrólisis de los máficos y el aumento de Mg en solución mediante la siguiente reacción (Lindsay 1995):
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FIG. 23. Mapa de alteraciones hidrotermales de la Veta Vizcaya.
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2KFe3 AlSi3O10(OH)2 + 4H+ + 6Mg2+ = (Mg,Fe) 5 Al2Si3O10(OH)8 + 3SiO2 + 2K+ + Fe2+ bt
2+
chl
qz
+ Mg
(1)
El ep preferentemente, se presenta como reemplazo de plag cálcica. Tiene tamaño variable entre 0,2 y 0,5 mm y grano muy fino en la pasta (<0,2 mm). Se estima que el reemplazo de la plag por ep ha sido producido por la hidratación y el cambio del estado de oxidación del Fe junto con el aumento de la concentración de Ca, según la siguiente reacción (Lindsay 1995): 3CaAl2Si2O8.NaAlSi3O8 + 2H2O + 6Fe2+ + Ca2+ = 2Ca2(Al,Fe)3(SiO4)3(OH) + 2H+ plag
ep
+ 3NaAlSi3O8
(2)
ab
Los minerales del grupo de la ill/sm y ser, determinados por el PIMA, reemplazan megacristales de plag y microcristales de ad 1 y ad2. Se interpreta que la hidrólisis y el metasomatismo alcalino de la plag promueven la formación del interestratificado ill/ser, según la siguiente reacción (Hemley y Jones 1964): 0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAl 3Si3O10(OH)2 + 1.5Na+ + 0.75Ca 2+ + 3SiO 2 (3) plag (andes)
ill/ser
qz
La ill, en particular reemplaza ad y de ello resulta una pérdida de un 70% de K como consecuencia de la hidrólisis del feldespato (Simpson et al . 2001). La transformación del ad en ill (K-mica) se ejemplifica mediante la siguiente reacción (Pirajno 1992; Simpson et al. 2001): 3KAlSi3O8 + 2H+(aq) = KAl3Si3O10(OH)2 + 6 SiO2 + 2K+(aq) (aq) ad
ill
(4)
qz
La sm (del grupo mm) proveniente del reemplazo de la plag, se vincula al producto de la hidratación de la plag y el cambio de estado de oxidación del (Mg,Fe) 2+, acoplados al aumento de CO 2 acuoso. Podría ejemplificarse como sigue (Lindsay 1995): 3CaAl2Si2O8.NaAlSi 3O8 + H2O + 2CO2 + (Mg,Fe)2+ = (Na,Ca)00.3(Al,Mg,Fe)2Si4O10(OH)2 plag
sm/mm
+ NaAlSi3O8 + 2CaCO3 + SiO2 + 2H+ (5) ab
cal
qz
Se destaca que el reemplazo de plag por ep y sm/mm determina un ambiente ácido debido a la liberación de H + al sistema [véase reacciones (2) y (5)]. La presencia de ad ha sido determinada por los resultados del PIMA. También fue detectada con ayuda de la técnica de tinción, utilizando cobaltinitrito de sodio y ácido fluorhídrico concentrado, los cuales se aplicaron a las muestras analizadas,
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las mismas que al tener ad titulaban a color color amarillo, es decir, el cobaltinitrito de sodio se transformaba en cobaltinitrito de potasio. La detección de la ad por tinción fue complementada con el estudio de los cortes petrográficos a fin de establecer claramente su existencia, para lo cual se empleó el microscopio NIKON HFX-DX de los laboratorios del INTEMIN del SEGEMAR, Ciudad Autónoma de Buenos Aires (Figs. 24 y 30). La ad es de hábito rómbico fino granular y se presenta en venillas en contacto con y en la roca de caja. En particular se origina bajo condiciones de pH neutro a básico y debido a la acción de vapor caliente rico en CO 2 que se genera durante la ebullición del sistema. La transformación de la plag en ad (kfs) se produce mediante la siguiente reacción (Simpson et al. 2001): Na2CaAl4Si8O24 + 2H+(aq) + 2K+(aq) = KAlSi3O8 + KAl3Si3O10(OH)2 + 2SiO 2+ 2Na+(aq) plag (andes)
ad (kfs)
ill (K-mica)
Ca2+(aq) (aq)
qz
+ (6) En cuanto se refiere a los cb, py y qz, estos siguen el mismo patrón descripto en el inciso C1.4. La alteración argílica intermedia o subpropilítica de acuerdo a Corbett y Leach (1997) está caracterizada por la disminución del contenido de chl, escasa participación de ep y aumento de la proporción de ill, conformando en su conjunto la asociación ill + chl + qz + ad + py ep cal. Los estadios e2, e3 y e4 involucran esta alteración y están definidos por las paragénesis qz mg2 + ill2 + chl2 ± ad2 + py2 + cal1; ill3 + sm1 + qzmg3 ± chl3 + py3 y sm2 + qz gf- gm2, respectivamente.
a
b
50 m
50 m
FIG. 24. Fotomicrografías de la muestra 8 mostrando adularia de color amarillo por su tinción en corte delgado. Nótese a la derecha el contacto entre la vena con adularia y la roca de caja. a) Nícoles paralelos y b) Nícoles cruzados.
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La plag se encuentra reemplazada por arcillas, que de acuerdo con los datos del PIMA son del tipo ill/sm. La argilización intermedia es perfusiva. Se interpreta que la hidrólisis del ep durante el descenso de la temperatura del sistema hidrotermal desde 240° hasta 220° C (Fig. 57) y junto con un incremento de K genera ill, que reemplaza feldespatos y máficos relícticos así como al ep previamente formado como resultado de la siguiente reacción: Ca2(Al,Fe)3(SiO4)3(OH) + K+ + H2O = (H,K)Al 3Si3O10(OH)2 + 3Fe 2+ + 2Ca 2+ ep
2+
+ 2O
ill
(7)
El mecanismo de intercambio químico de Ca-Na por Mg-Fe a partir de la plag (en condiciones relativamente ácidas) puede formar arcillas con desprendimiento de ab, cal y qz; aunque esta asociación no se observa claramente en los cortes petrográficos debido al carácter perfusivo de la alteración. Sin embargo, en el interior de las galerías del depósito sí se identifica. Se interpreta que la hidrólisis y el metasomatismo alcalino de la plag promueve la formación del interestratificado ill/ser, según la reacción (Hemley y Jones 1964) indicada como (3). La reacción de reemplazo de la plag por las arcillas (sm/mm) puede ser expresado expresado según la reacción (Lindsay 1995) indicada como (5). La alteración argílica está caracterizada principalmente por arcillas tipo sm, ill/sm, kao y mayor o menor qz y py. Los estadios e3 y e4 involucran esta alteración y están definidos por las paragénesis ill3 + sm1 + qzmg3 + py3; sm2 + qzgf-gm1, respectivamente. Esta argilización es también perfusiva. La alteración argílica ocurre en rangos de pH entre 4 y 5 y puede coexistir con alunita en un rango transicional de pH entre 3 y 4. La caolinita se forma a temperaturas menores a 300° C, típicamente en el rango <150°-200° C. Sobre los 300° C la fase estable es pirofilita (Townley 2000). 20 00). La ill/sm que en su orden han sido determinadas por el PIMA, reemplazan megacristales de plag y las reacciones de reemplazo pueden ser expresadas según las reacciones de Hemley y Jones (1964) y Lindsay (1995) indicadas como (3) y (5), respectivamente. La py involucra la mayoría de los minerales opacos, detectados en cortes delgados y su tamaño granoso medio es <50 micrones. Dentro de esta alteración, se interpreta que el reemplazo de la plag por minerales del grupo de la arcilla ha sido producto de hidrólisis y mayor incremento de movimiento de K + para su cambio básico por Ca 2+ y Na +, en condiciones de ligero incremento de temperatura (235° C, Fig. 57) y pH menos ácido, según la reacción (Hemley y Jones 1964) indicada como (3). La alteración fílica en la Veta Vizcaya, se caracteriza por la asociación ser + ill/sm + py + qz chl ep. Los estadios e1, e2 y e3 se involucran con esta alteración
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definida por la paragénesis qz mg1 + ser 1 + py 1; qzmg2 + qz gf-gm1 + ser 2 + py 2, y qzmg3 + ser 3 + py3, respectivamente. La ser e ill/sm, determinadas fundamentalmente por el PIMA, reemplazan megacristales de plagioclasa [véase reacciones (3) y (5)]. El reemplazo de plag por arcillas en esta alteración también se interpreta como producto de hidrólisis y un mayor incremento de actividad de K + para su cambio básico por Ca2+ y Na+, en condiciones de un ligero incremento de temperatura (235° C, Fig. 57) y un pH menos ácido, según la reacción (Hemley y Jones 1964) indicada como (3). Como en el caso de la alteración argílica, la py involucra la mayoría de los minerales opacos, detectados en cortes delgados, y su tamaño varía desde 50 hasta 100 micrones. La silicificación es uno de los tipos más comunes y mejor conocidos de alteración hidrotermal según Pirajno (1992). En el distrito se encuentra con mayor frecuencia asociada a vetas, difusa con piritización diseminada y/o en vetillas, y en la Veta Vizcaya se localiza en torno a la muestra R9 del nivel Q½ (Figs. 23, 25 y 26; apéndice 23). Distalmente transita a argilización, la que gradualmente pasa a propilitización. En los estadios e1, e2, e3, e4 y e5 participa esta alteración y está definida por las paragénesis qzmg1; qzgf-gm1 + qzmg2; qzmg3; qzgf-gm2, y qzgg1, respectivamente. Además, se destaca silicificación ampliamente distribuida, sobre todo en la parte central del nivel Q½ (véase muestra N° R9 en el apéndice 23, y Figs. 23, 25 y 26) y una alteración subordinada fílica, sobresaliente en los extremos N y S y parte central de los niveles inferiores de esta veta, localizada entre los niveles N y O½. También se nota en la parte centro – centro –sur sur del nivel Q½ hacia el nivel R½. La silicificación es notoriamente perfusiva en la roca de caja, y a ella se sobreimponen arcillas. Adicionalmente, venillas de qz de relleno, reemplazo y del tipo crack-seal desde desde 0,5 mm de espesor hasta 1 cm son frecuentes (Fig. 26). Aunque la difractometría de rayos X no contribuyó a verificar la participación relíctica de ópalo (muestras V8 y 927), en los cortes petrográficos se nota gel de sílice debido a las texturas plumosa o fibrosa radial y coloforme, entre otras, que indican su presencia de acuerdo con Dong et al. (1995). Se interpreta que la sílice (véase muestras N° R9 en el apéndice 23 y Figs. 23, 25 y 26) se depositó luego de su circulación en condiciones de baja temperatura y presión. Utilizando el gráfico de Corbett y Leach (1998), en la figura 27 se localizan las asociaciones de la alteración hidrotermal, conforme con sus composiciones mineralógicas descriptas anteriormente, a fin de establecer en el espacio el campo correspondiente al flujo de los fluidos hidrotermales.
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FIG.25. Mapa de ubicación de las muestras colectadas en la Veta Vizcaya para la técnica de PIMA
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a
b
50 m
50 m
FIG. 26. Fotomicrografías de la muestra 8B, nícoles cruzados. cruzados. a) Silicificación perfusiva de la roca de caja con fragmento lítico argilitizado. b) Venillas de qz mg1 cortando un fragmento lítico argilitizado. Nótese en los márgenes la silicificación perfusiva.
A partir de ello, se correlacionan las alteraciones a través de flechas que indican ind ican el flujo de soluciones y el tránsito sucesivo en la aparición de los procesos de alteración, según el cambio de pH y temperatura de los fluidos mineralizantes con el objetivo de precisar aspectos dinámicos para el modelo del depósito. El sistema hidrotermal comenzó desarrollando un proceso de alteración propilítica perfusiva de la roca de caja de composición andesítica, sumando silicificación, sustentados por el e1 y e2 en un ambiente de pH 6, cercano al neutro y temperatura >290° C (véase inicio de flecha derecha roja, Fig. 27). Luego con un pequeño descenso de temperatura desde 240° hasta 220° C, aproximadamente, e incremento de pH cercano al neutro (de 6 a 5), los procesos de alteración condujeron a la argilización intermedia y argilización por hidrólisis de ep junto con un incremento del de l contenido de ill en los estadios e2, e3 y e4. e4 . Finalmente, en condiciones de temperatura próxima a 235° C y pH menos ácido se desarrolló la alteración fílica por reemplazo de plag por arcillas durante los estadios e1, e2 y e3. No obstante, la flecha roja en la parte izquierda superior del gráfico interpreta que la sílice se depositó luego de su circulación en condiciones de baja temperatura y pH cercano a 2 por aguas descendentes. De esta manera, se concluye que el flujo de los fluidos y las asociaciones hidrotermales tuvieron lugar y se movieron dentro del campo definido para los sistemas del tipo epitermal [véase Corbett y Leach (1998)].
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FIG. 27. Dirección de Flujo (flecha roja) de las asociaciones de minerales de alteración hidrotermal en el campo de los sistemas epitermales, Veta Vizcaya. Tomado de Corbett y Leach 1998.
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C1.4 - SECUENCIA PARAGENÉTICA DE LOS SISTEMAS
En el apéndice 22 se resumen las asociaciones paragenéticas de los sistemas mineralizados de Zaruma-Portovelo. En particular las asociaciones paragenéticas de ciertas vetas observadas se describen a continuación: Veta Jane (Sistema Minas Nuevas-Muluncay): qz + cp + bn + py + mt + th + trazas de Au Veta Christina (Sistema Minas Nuevas-Muluncay): qz + sph + cp + py + th + mt + trazas de Au Veta Gobernadora (Sistema Sexmo-Miranda): qz + óxidos de Mn + óxidos e hidróxidos de Fe + cp + py p y + th + hm + trazas de Au Veta Agua Dulce (Sistema Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce): qz + cp + py + bn + calcosina + gn + sph + trazas de Au Veta 1-Mina Caliente (Sistema Portovelo): Qz + py + sph + hidróxidos de Fe + trazas de Au Veta Abundancia -segmento N- (Sistema Portovelo): qz + cal + cp + shp + py + gn + Au Veta Cantabria (Sistema Portovelo): qz + hm + py + trazas gn + óxidos e hidróxidos de Fe + Au Veta Soroche o San León (Sistema Portovelo): qz + sph + cp + py + ga + trazas de Au Veta Tablón (sistema Tablón): qz + cal + óxidos de Mn + mt + trazas py + trazas cp + trazas de Au No obstante, en el filón Vizcaya, seleccionado por su representatividad que resume los rasgos geológicos principales generales y discriminantes del sistema hidrotermal en el distrito a lo largo del rumbo y sobre el plano de inclinación, se investigó detalladamente la secuencia paragenética con el fin de establecer una propuesta de evolución secuencial del evento mineralizante epitermal. También se
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analizaron procesos discretos e integrales que participaron durante la depositación mineral. La secuencia paragenética de la Veta Vizcaya está integrada por 5 estadios, planteados aquí con algunas modificaciones respecto a trabajos anteriores (Bonilla 2002, apéndice 11). Cada estadio representa un acontecimiento mineralizante discreto, y el mismo se caracteriza por asociaciones minerales y relaciones estructurales-texturales particulares, que permiten establecer su posición dentro de la secuencia evolutiva. En la figura 28 se propone una representación sintética de la evolución paragenética definida para la Veta Vizcaya del distrito Zaruma-Portovelo, en donde los procesos hidrotermales de alteración y depositación de los minerales de mena y ganga están regidos por soluciones principalmente acuosas (líquido ± vapor) que se encuentran a temperaturas >50° C (Pirajno 1992). En esta figura, con superíndice numérico se indica el número secuencial de aparición de cada agregado mineral de los distintos estadios. Este número está combinado con el subíndice literal que señala la textura del agregado mineral. A continuación se caracteriza cada estadio y se señala que las paragénesis se enuncian de acuerdo con un ordenamiento decreciente en el contenido de los minerales.
Estadio 1 (e1): Principalmente, involucra la propilitización de la roca de caja de composición andesítica. Esta alteración está definida por la paragénesis chl1 + ep1 + ser 1 + cb1 + qzmg1 ± hm h m1 ± py1 ± ill1 ± ad1. Además, el estadio está acompañado por la presencia de venillas de qzmg1 + hm1 + py1. Se destaca que la chl 1 al igual que el ep 1 son los minerales de alteración más abudantes y se encuentran reemplazando minerales máficos (piroxenos) y plagioclasa cálcica respectivamente y que los relictos se reconocen al microscopio por sus formas euhedrales tanto cúbicas como tabulares (Figs. 29a y 29b). Para los minerales máficos y la plagioclasa cálcica primarios es característica la textura de glomérulos o de agrupamiento de fenocristales. El ep1 tiene forma anhedral y tamaño granoso mediano, variable entre 0,2 y 0,5 mm. En la pasta su tamaño es granoso muy fino (<0,2 mm). El cb1 tiene forma anhedral y se encuentra en fracturas con tamaño microgranoso (<50 m). Generalmente está localizado en stockworks. La ser 1 al igual que la ill 1, reemplazan megacristales de plagioclasa. Estos minerales fueron también determinados y confirmados por el PIMA como arcillas del tipo ill/sm (véase C1.3). La ser coexiste con la ill y da paso a esta última al bajar la temperatura, pero a mayor temperatura que la asociación de arcilla interlaminada illita/esmectita (ill/sm).
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TIPO DE MINERALIZACIÓN MINERALIZACIÓN HIDROTERMAL Esta Estadi dioo 1(e1 1(e1)) Esta Estadi dioo 2 (e2) (e2) Esta Estadi dioo 3 (e3) (e3) Est Estadio adio 4 (e4) (e4) Esta Estadi dioo 5 (e5) (e5) MINERALES ?1 caolín epidoto 1 2 sericita 2 3 1 clorita 3 1 2 illita 2 1 esmectita 3 1 2 cuarzo microgranoso 1 2 2 3 pirita 1 2 carbonato 1 calcita espática ( bladed ) 1 2 adularia 1 2 cuarzo granoso fino a medio 1 cuarzo grueso 1 2 hematita 1 2 3 esfalerita 1 galena 1 2 calcopirita 1 bornita 1 tennantita-tetrahedrita 2 3 4 1 oro 1 petzita 1 2 electrum ALTERACIONES Estadio 1 (e1) Estadio 2 (e2) Estadio 3 (e3) Estadio 4 (e4) Estadio 5 (e5) ? caolínica propilítica argílica intermedia argílica fílica silicificación tiempo
60% VOLUMEN DEPOSITADO (% relativo estimado) 2%
10%
14%
14%
FIG. 28. Secuencia paragenética correspondiente a la evolución del evento hidrotermal de la Veta Vizcaya del distrito minero Zaruma-Portovelo en que se señalan los minerales, algunas texturas diagnósticas, alteraciones asociadas, y volúmenes relativos estimados para el material depositado en cada estadio durante la fase hidrotermal. El trazo grueso continuo se utiliza para indicar una participación dominante del mineral y discontinuo para in dicar su participación accesoria.
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El qzmg1 es anhedral con tamaño microgranoso. Se halla también en venillas que forman stockworks (Figs. 29c y 29d) y está asociado con arcillas, provenientes de la leve argilización intermedia que se desarrolló en este e1. Es producto de la recristalización de un relleno silíceo en estado amorfo, y vinculado con deformación por presión-disolución (crack seal ) en espacios dilatacionales (Figs. 29e y 29f). La py1 tiene forma subhedral y se encuentra reemplazando al qz mg1 en las bandas de deformación dinámica, con tamaño microgranoso que no sobrepasa los 20 m. También se asocia a chl 1 (Fig. 29a). Generalmente, integra microvenillas y parte de las venillas acompañada por hm 1. Esta última es anhedral y microgranosa, y se encuentra como relleno de poros o fracturas del qzmg1. La ad1 tiene forma subhedral, es microgranosa, y ocupa las zonas marginales de las vetillas y venas. La detección petrográfica de la ad 1 en cortes delgados fue complementada con su tinción (Figs. 24 y 30) a fin de establecer claramente su existencia. La alteración caolínica de este estadio, se registró en la cota 1.315 ms.n.m (Fig. 23) y no se pudo definir si es de origen hipo o supergénico.
Estadio 2 (e2): El estadio está integrado por la paragénesis ill 2 + chl2 + cal1 + ad2 + qzgf-gm1 + py2 + qzmg2 ± hm2 ± cb2 ± ser 2 ± sph 1 ± Au1 ± gn1 que se vincula con propilitización, argilización intermedia, silicificación y alteración fílica de la roca de caja andesítica. Los minerales metalíferos son hm 2, py2, sph1, Au1 y gn1. Debido a la presencia de calcita espática (cal 1) se interpreta que este estadio obedece a una etapa de ebullición, evidencia que se amplía más adelante. La cal 1 está acompañada por venillas de qz gf-gm1 + qzmg2 + py 2 + hm2. Estas venillas tienen estructura crustiforme, cuyas bandas están integradas con el mismo orden de los minerales desde la roca de caja hacia el centro de la cavidad. La alteración propilítica del e2 está definida por la paragénesis chl 2 + qzgf-gm1 + qzmg2 + cal1 + ad2 + cb2 + ill2 + py 2, y a la que se integran hm 2 y Au 1, marcando en la Veta Vizcaya la aparición de la asociación económica morfo-mineralógica piritaclorita-hematita, definida por Bonilla (2002). La chl2 es de forma subhedral y se encuentra como relleno de fracturas del qz mg2 vinculado con deformación por presión-disolución en espacios dilatacionales. Tiene tamaño microgranoso y generalmente integra una estructura coloforme en escarapela o cocarda (Fig. 31a). Por la forma de los agregados cristalinos, el qz gf-gm1 habría reemplazado a la calcita (cal1), es decir, es producto de una sustitución de cal 1 (calcita espática) y además del relleno de espacios abiertos subordinados (Figs. 31c y 31d). A veces forma geodas de 10-20 cm de largo.
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b
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c
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e
200m
f
200m
200m
FIG. 29. Fotomicrografías del e1. a) Muestra 4 (apéndice 1) mostrando chl 1 de color verde y cubos de py1 con nícoles paralelos. b) Muestra 4 (apéndice 1) mostrando chl 1, con nícoles cruzados. c) Muestra 8 mostrando una venilla de stockwork integrada por qz mg1, con nícoles paralelos. d) Muestra 8 mostrando una venilla de stockwork integrada integrada por qzmg1, con nícoles cruzados. e) Muestra V6 mostrando qz mg1 asociado a deformación por presión-disolución, con nícoles cruzados. cruzados. f) Muestra V6 (apéndice 1) mostrando qz mg1 asociado a espacios dilatacionales, con nícoles cruzados.
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El qzgf-gm1 es subhedral de tamaño fino a mediano (50-500 m) de color blanco lechoso. Se desarrolla en forma de lamelas o tablas con textura en enrejado laminar (lattice bladed ), ), conforme a la clasificación de Dong et al. (1995). FIG. 30. Fotografía de la muestra 8 indicando efectos de tinción de la ad 1 (amarillo) en venillas de qzmg1, realizado en los laboratorios de INTEMIN del SEGEMAR, Buenos Aires, diámetro de la moneda 2,2 cm.
El qzmg2 es de color blanco a gris y recristalizado a partir de un gel silíceo impuro. Este gel recristalizado se encuentra ya sea rellenando espacios u oquedades entre los cristales de qz gf-gm1, como reemplazo de la cal 1 o rellenando intersticios en las rocas formados anteriormente. Es común para las vetas de otros sistemas, como las de Minas Nuevas-Muluncay, de donde procede la muestra de la figura 31a (cortesía de Rhys a Bonilla 2008), ejemplificada en este acápite. Se localiza en venas y en ocasiones forma el cemento de brechas blancas hidrotermales asistidas por fluidos, cuyos fragmentos de composición andesítica están penetrativamente alterados (Fig. 31a). La recristalización del qz mg2 ha dado origen a las texturas llameante (flamboyant ) y en mosaico (Fig. 31b), conforme a la clasificación de Dong et al. (1995). La cal1, calcita espática o en hojas es subhedral de tamaño fino a mediano. Está evidenciada por texturas de reemplazo en enrejado laminar ( lattice bladed ) del qzgf-gm1 (Figs. 31c y 31d). Es un mineral temprano, precursor en los reemplazos pseudomórficos, que precipita en espacios abiertos a partir del fluido hidrotermal ascendente a partir del nivel de ebullición. Se considera producto de la pérdida de CO 2 por ebullición, en la cual se produce una disminución en la solubilidad de los carbonatos (Henley 1985; Ellis 1959, 1963). La ad2 tiene forma subhedral y es microgranosa. Ocupa zonas marginales de las vetas y venillas. Según el criterio de Tulloch (1982, en Simmons y Browne 2000) se habría formado en condiciones de ebullición, al mismo tiempo de la pérdida de CO2 y enfriamiento del sistema que produce un aumento en el pH (~5). Su formación más abundante en las zonas permeables precede al qz gf-gm1, ya que ocupa, generalmente, las zonas marginales de las vetas y venillas. La detección petrográfica de la ad 2 en cortes delgados fue complementada con su tinción a fin de establecer claramente su existencia. Las muestras V3, V6 y V8 dieron tinción positiva.
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e
f
FIG. 31. Fotografías y fotomicrografías del e2. a) Muestra de mano mostrando venillas de chl 2 junto con qzmg2 de color gris y bandas de qz con estructura coloforme en escarapela o cocarda. Nótese el qz mg1 de color blanco lechoso en el fragmento del e1, diámetro de la moneda = 2,4 cm. b) Muestra V2 (apéndice 1) mostrando qz mg2 en cristales individuales con extinción radiada (textura llameante) en el centro inferior, con nícoles cruzados. c) Muestra de mano de calcita bladed o espática (cal1), diámetro de la moneda 1,9 cm. d) Muestra V12 (apéndice 1) mostrando qz gf-gm1 con textura de reemplazo en enrejado laminar a partir de cal 1, con nícoles cruzados. e) Stockwork conformado conformado por venillas de qz gf-gm1 con cb2 en un frente del nivel N de la Veta Vizcaya, y que que indican preexistencia preexistencia de calcita bladed (cal (cal1) (Dong et al. 1995). f) Muestra de mano mostrando Au1 libre con textura laminar rellenando los espacios intergranulares dilatacionales de los agregados cristalinos de qzgf-gm1 .
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Consecuentemente con el enfriamiento y el aumento del pH, se favorecería la precipitación de este silicato de potasio a menor profundidad dentro del sistema y vinculado con zonas de ebullición. La ill2 y la ser 2 fueron también determinados y confirmados por PIMA. Podrían ser el reemplazo de los microcristales de ad 2. La ill comúnmente reemplaza a la ad y resulta en la pérdida de 70% de K (Simpson et al . 2001) por la alteración hidrolítica o hidrólisis, vinculada con aguas de vapor-caliente ricas en CO 2 que se generan durante la ebullición del sistema. El cb2 tiene formas anhedrales y se encuentra en fracturas con tamaño microgranoso. Generalmente corta a la py 1 del estadio e1 y está localizado en venillas que forman stockworks junto al qz gf-gm1 (Fig. 31e). La hm2 es anhedral de tamaño microgranoso y se encuentra como relleno en torno a los límites de los granos y a lo largo de los poros o fracturas del qz gf-gm1, junto con la py2. La py2 tiene forma subhedral y se encuentra reemplazando al qz gf-gm1 en las bandas de deformación dinámica, con tamaño desde microgranoso hasta grueso. Por lo general, integra microvenillas y parte de las venillas, acompañadas por hm 2, en espacios dilatacionales. La sph1 es anhedral y se encuentra reemplazando también al qz gf-gm1 en las bandas de deformación dinámica, con tamaño desde microgranoso hasta fino, junto con py2. Es de color negro grisáseo. El Au1 es anhedral con tamaño microgranoso a granoso grueso (>500 m) y está rellenando los espacios intergranulares dilatacionales de los agregados cristalinos de qzgf-gm1, y en zonas de deformación por presión-disolución. El tamaño granoso grueso y la estructura laminar son característicos del Au 1 libre o nativo en las vetas conformadas por qz gf-gm1 (Fig. 31f).
Estadio 3 (e3): Es un estadio económicamente importante y está integrado por la asociación qzmg3 + py 3 + sph2 + Au2 + ptz1 + el 1 + chl3 + ill3 + sm 1 + gn 1 + cp 1 + bn1 tn1-th1, que se vincula con propilitización, argilización intermedia, argilización, silicificación y alteración fílica de la roca de caja de composición andesítica. Los minerales metalíferos son py 3, sph2, Au2, el1, ptz1, gn1, cp1, bn1 y tn1-th1. La alteración propilítica de este estadio está definida por la paragénesis chl 3 + qzmg3 + py3 ± ill 3 ± sm 1, mientras que la alteración sericítica o fílica por qz mg3 + ill3 ± py3, a las que se integran los minerales metalíferos del estadio. Este conjunto de alteraciones, que se mezcla con la silicificación representada por el qz mg3, y los minerales metalíferos, marcan la aparición de la asociación económica morfomineralógica cuarzo-feldespato-esfalerita, definida por Bonilla (2002).
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El e3 se encuentra relacionado a una segunda etapa de ebullición, donde precipitó la mayor cantidad de sulfuros, que rellenan espacios intergranulares entre los agregados minerales de qzmg3, y en zonas de deformación por presión-disolución. El estadio está acompañado por venas de qzmg3 + sph2 + gn 1 + cp 1 + tn 1-th1 + Au 2 + ptz1 + el 1. Estas venas tienen estructura crustiforme-coloforme (Figs. 32a y 32b). Además el qzmg3 y los ensambles de sulfuros están en una mezcla de zonas de brecha negra hidráulica asistida por fluidos (brecha negra; Bonilla 2002) y dentro de los cuerpos de qz más temprano el cual sufrió cataclasis. La chl3 es de forma subhedral y se halla como relleno de fracturas del qz mg3 vinculado a deformación por presión-disolución en espacios dilatacionales. Tiene tamaño microgranoso. El qzmg3 es de color blanco a gris recristalizado a partir de un gel silíceo impuro que rellenó intersticios, previamente formados, donde al igual que en el caso del qzmg2 del estadio e2, se alojó la solución residual silícea originando el material amorfo que recristalizó con posteridad. Generalmente, se encuentra formando el núcleo de la estructura en escarapela bordeada por sph 2 ± gn1 o junto a cocardas de sph2 en las bandas crustiforme-coloformes de las venillas y/o vetas.
gn1 qzmg3 py3 sph2
a
b
FIG. 32. Fotografías de venillas de estructuras crustiforme y coloformes del e3. a) Pilar de contención en el subnivel de extracción del nivel O de la Veta Vizcaya. b) Detalle del pilar. Nótese la sph 2 de color negro grisáseo rica en Fe.
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El qzmg3 se encuentra también en la pasta de las brechas negras (macrobrecha y microbrecha negra; Bonilla 2002), conjuntamente con la py 3 de grano mediano. La ill3 fue determinada y confirmada por el PIMA. Se interpreta como mineral de reemplazo de los microcristales de una última generación de ad 2, debido a una alteración hidrolítica subsecuente, conforme el criterio de Simpson et al . (2001). La sm1, de la misma manera fue confirmada y detectada por el PIMA. Esta arcilla podría integrar junto con ill 3 la asociación de arcilla interlaminada ill/sm al bajar la temperatura del sistema por ebullición (<100°-150° C), y en presencia de un pH más básico (~5). La py3 es subhedral a euhedral con tamaño variable de granoso mediano (200-500 m) a granoso grueso. Se encuentra reemplazando al qz mg3 en bandas de deformación dinámica, en espacios dilatacionales (Fig. 33 a). La cp1 creció en espacios abiertos alrededor y entre los minerales existentes de qzmg3 y py3 (Figs. 33b, 33c, 33d, 33f, 34a, 34c y 34d). Forma parte además de texturas disease o de exsolución en la sph 2. El reemplazo de py 3 por este mineral presenta estructura de caries (Fig. 33b). En ocasiones reemplaza o se exsuelve en sph2. La cp 1 podría haber sido depositada sincrónicamente con el Au 2 y el1. Esto se basa en la asociación común espacial y mutua interpenetración de los límites de sus granos. La bn1 se ubica alrededor y entre la cp1. Se trata de un mineral hipogénico. La sph2 (5 cm, máxima dimensión) está presente en forma de material de color negro grisáceo, rico en Fe (Fig. 32b), configurando generalmente disease (Craig and Vaughan 1994) o exsolución de cp 1 (Figs. 33c, 34b y 34c). Creció también en espacios abiertos, alrededor y entre los minerales existentes qz mg3 y py3, a los cuales además corta y rellena selectivamente a lo largo de las fracturas y zonas de debilidad entre las estructuras cristalinas (Fig. 33d). La gn1 (0,5 mm, máxima dimensión) reemplaza a sph 2 a lo largo de su clivaje después que esta se había cristalizado y configurado el disease en cp1 (Figs. 33c, 33d, 34b y 34c). Corta como rabos o cola de caballo al qz mg3 en zonas de debilidad. Al igual que la sph 2, la gn1 podría haber sido depositada sincrónicamente con el Au2 y el1 de este estadio e3. Las pruebas de microanálisis de electrón corroboraron que las vetas contienen oro nativo (Au2) y electrum (el1), los que fueron depositados en todo el e3. Juntos forman una serie continua continua composicional dado que el oro nativo y el electrum son de idénticos hábitos y se encuentran en ambientes y relaciones paragenéticas similares. La proporción Ag/Au en el distrito Zaruma-Portovelo se sitúa alrededor de 8/1 (Van Thournout 1991) que confirma un espectro rico en oro (relación Ag/Au <10, localmente <1).
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cp1 py2
py3 qzmg3
py3
py3
cp1
py2
sph2 b
a
100 m
100 m
py3 sph2
gn1 cp1
sph2
cp1 gn1
sph2
c
qzmg3
py3
d
100 m
200 m
cp1
Au2
py3 Au2
py3
e
f
25 m
25 m
FIG. 33. Fotomicrografías del e3 en cortes pulidos, con nícoles cruzados. a) Muestra 8B (apéndice 5) mostrando py 3 euhedral de reemplazo en qzmg3, y microcristales de py 2. b) Muestra 8B donde la cp 1 reemplaza py 3 con estructura de caries. c) muestra M6 (apéndice 5) mostrando cp 1 en shp2 que configura textura de disease de la cp1 con aspecto de enrejado o rejilla. d) Muestra M6 mostrando sph 2 en fractura o zona de debilidad de py 3 (flecha roja) y al borde de qz mg3 y gn1 en reemplazo de la sph 2. La py 3 reemplaza gn1. e) Muestra M6 mostrando Au 2 libre en py3 y asociado a microdiscontinuidades en el sulfuro. f) Muestra Muestra M4 (apéndice 5) mostrando Au 2 en py3 y cp1 en la interfase entre py 3 y qzmg3.
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En la Veta Vizcaya esta relación es de 5/1, consistente con el dato anterior. También es característico el oro de 14-18 kilates (electrum en Paladines y Rosero 1996). El Au2 tiene tamaño desde microgranoso hasta fino. Está espacialmente asociado a py3, ocurriendo en microdeformaciones como resultado de zonas de debilidad activadas probablemente por los esfuerzos locales y sitios de nucleación para la depositación del mismo y/o mecanismos de adsorción (Robb 2007) que se explican en párrafos siguientes (Figs. 33e y 33f). Muy raramente aparece el Au 2 como reemplazo de gn1. La presencia del Au2 fue constatada mediante el análisis por microsonda dispersiva de energía con ayuda del microscopio de barrido ambiental marca PHILIPS XL 30 ESEM, realizado en los laboratorios de INTEMIN del SEGEMAR, Ciudad Autónoma de Buenos Aires (Fig. 35). El el1 también aparece en zonas de debilidad vinculadas con esfuerzos locales, y se relaciona con límites de grano entre pares de sulfuros (sph 2-gn1, sph2-cp1) (Figs. 34b y 34d) o triadas de sulfuros (sph 2-gn1-cp1) (Fig. 34c), que suministran sitios de nucleación para la depositación del mismo. Tiene tamaño microgranoso. El grupo de la tn 1-th1fue observado en la muestra M1 en el borde de qz mg3 y junto a cp1 (Fig. 34a). Es anhedral de color oliva y tiene tamaño desde microgranoso hasta fino. Se formó posteriormente al sulfuro de metales base de Cu y Fe. La presencia de teleruros tales como ptz 1 quedó confirmada también por el análisi a nálisiss mediante microsonda dispersiva de energía. Inicialmente están asociados con oro nativo en el qz mg3 (Fig. 36). Semicuantitativamente en la figura 36 se registra una variación en el contenido de sulfuro de la ptz 1, que podría reflejar un componente estequiométrico que involucre a miembros de la serie con silvanita y calaverita. Vikentyev et al . (2005) determinaron en concentrados monominerales, ensayados mediante Análisis Instrumental por Activación de Neutrones o INAA ( Instrumental Neutron Activation Analysis ), que los contenidos promedio de Au son 16,6 g/t en py (0,45-43,5 g/t); 45,7 g/t en cp (0,53-421 g/t); 5,6 g/t en shp y 0,6 g/t en gn. A juicio del autor (quien les proporcionó algunas muestras) estos contenidos se refieren, probablemente, a los del Au2 en la py 3, cp1, shp2 y gn1, respectivamente.
Estadio 4 (e4): Este estadio se caracteriza por la paragénesis qz gf-gm2 + sm 2 ± Au3 ± sph3 ± cp 2 ± el 2, vinculada con la alteración argílica y silicificación. Los minerales metalíferos son Au son Au3, el2 y sph3. El qzgf-gm2 es subhedral de tamaño fino a mediano y color blanco lechoso. Se desarrolla en venas y corta a una brecha negra integrada por minerales del estadio e3 (Fig. 44b, véase inciso C2.1).
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qzmg3
gn1
el1 cp1
el1
el1
sph2 el1
tn1-th1 gn1
el1
a
cp1
gn1 el1
b
200 m
100 m
qzmg3
qzmg3 sph2
sph2 cp1
el1
c
Au3
el1
cp1
Au3
gn1
py3
d
50 m
100 m
qzmg3
sph3 Cp2
Au3
el2
py3
sph2
qzmg3 f
e
25 m
100 m
FIG. 34. Fotomicrografías de e3 y e4 en cortes pulidos, con nícoles cruzados. a) Muestra M1 (apéndice 5) mostrando el 1 en contacto con granos de gn 1-cp1. Nótese el par tn 1-th1. b) Muestra M5 (apéndice 5) mostrando el 1 en contacto con granos de sph2-gn1. c) Muestra M6 (apéndice 5) mostrando una fractura discontínua discontínua de qz mg3 rellenada por cp1 (flecha roja) y el 1 en el intersticio entre sph 2-gn1-cp1. d) Muestra M5 mostrando Au 3 en poros y al borde de py3 y qzmg3, y el1 en el intersticio entre sph2-cp1. e) Muestra M6 mostrando Au 3 posiblemente por adsorción en el borde de py 3 y junto a qz mg3. f) Muestra M5 mostrando una inclusión de el 2 en sph3. Nótese el disease de la cp 1 en sph3, en direcciones subparalelas subparalelas de debilidad.
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a
b
FIG. 35. Fotomicrografías con microsonda dispersiva de energía, realizadas en los laboratorios del INTEMIN del SEGEMAR, Ciudad Autónoma de Buenos Aires. a) Au 2 de la muestra M6 que aparece en la figura 33e. b) Au 2 de la muestra M4 que aperece en la figura 33f.
FIG. 36. Gráfico del análisis semicuantitativo de ptz 1 realizado por microsonda dispersiva de energía en l a muestra M1 (ML2 para este tipo de análisis) (apéndice 4) en los laboratorios de INTEMIN del SEGEMAR, Ciudad Autónoma de Buenos Aires.
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La sm2, fue confirmada y detectada por el PIMA, y la shp 3 (resinosa, acaramelada) es de color pardo amarillo a ambarino pobre en Fe y de tamaño fino a mediano. Generalmente está rellenando fracturas en el qzgf-gm2. El Au3 se interpreta relacionado al fenómeno de la adsorción que es la adherencia de un ión en solución a la superficie de un sólido o mineral con el cual está en contacto (Robb 2007). Este proceso ocurre debido a que la superficie de un mineral contiene inevitablemente desbalance de cargas creados por el hecho de que los cationes del metal no siempre están coordinados plenamente con los aniones tales como O 2- y S2-. Los sitios de densidad con alta carga (sea positiva o negativa) sobre una superficie mineral representan las áreas, donde tiene lugar la adsorción de iones cargados opuestamente. Las zonas de densidad con alta carga generalmente se representan por sitios defectuosos de enrejados laminares, planos de fractura y sitios de substitución de elementos traza. Los sulfuros se caracterizan por una carga intrínseca negativa superfical atribuida generalmente a la presencia de S 2- (Shuey 1975 en Robb 2007). Así, los planos de fractura que se han formado en la py 3 del estadio e3 constituyen una zona de densidad con alta carga negativa que adsorven los cationes del Au 3 (Figs. 34d y 34e) de este estadio e4, configurando sitios económicos de importancia dentro de las venas. La cp2 forma parte de texturas disease o de exsolución en la sph 3 (Fig. 34f). Podría haber sido depositada sincrónicamente con el Au 3 y el 2. Esto, al igual que en la cp1, se basa en la asociación común espacial y mutua interpenetración de los límites de sus granos. Bonilla (2002) advierte la presencia de esta cp 2 en el III estadio, depositada simultáneamente simultáneamente con la py, sph y gn (apéndice 11). El el2 del estadio e4 es de tamaño microgranoso y se caracteriza por formar inclusiones dentro de la shp3 (Fig. 34f) o en la sph 2 subordinada.
Estadio 5 (e5): Está representado por la paragénesis qzgg1 + Au4. Se vincula ampliamente con silicificación. El mineral metalífero Au 4, relacionado con este estadio, de rara presencia, está sustentado por análisis macroscópico de las muestras de mano, en donde se observa como relleno de fracturas del qz gg1. Este qz gg1 es de tamaño granoso grueso y coloración blanco grisáceo a veces de color violeta. La secuencia paragenética correspondiente a la evolución del evento hidrotermal del distrito, representada por la de la Veta Vizcaya, en los cinco estadios descriptos anteriormente, difiere de la secuencia paragenética del distrito establecida por Paladines y Rosero (1996) (apéndice 9) ya que en ella no se señalan otros minerales, investigados en este estudio, tales como kao, ep, ser, se r, chl, ill, sm, cb, ad, cal, hm, tn-th, ptz y el, aunque estos autores adicionalmente indican Ag en su secuencia. Comparando con la secuencia paragenética presentada por
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Bonilla (2002) (apéndice 11), se desprende que esta secuencia carece de los mismos minerales descriptos anteriormente, con excepción de la hm. Mientras que comparando con la secuencia paragenética presentada por Vikentyev et al . (2005) (apéndice 15), esta secuencia carece de kao, ep, ser, ill, sm, cb y el, sin embargo, adicionalmente señalan hessita y tetradimita en su paragénesis. C1.4.1 - An álisis y Di scu sión de Estad ios
Conforme con los estudios petrográficos y calcográficos y a partir de la secuencia paragenética-textural de la Veta Vizcaya, perteneciente al sistema Vizcaya-Nicole, se analiza y discute la evolución del proceso mineralizante y responsable de la depositación de sulfuros de metales base y Au-Ag. Esta evolución no difiere de la del resto de vetas de distrito y enmarca los distintos estadios y paragénesis descriptos anteriormente, por lo que se toma como patrón para el distrito. Además como veremos más adelante precisa dos momentos de ebullición del sistema, elementales para la formación de los sulfuros de metales base Cu-Zn-Pb, no comentados por autores anteriores y que podría aplicarse para todo el distrito. Los 5 estadios principales que se reconocen, dieron lugar principalmente a la depositación del material silíceo con texturas de relleno, recristalización y reemplazo. Estos estadios se separan en el tiempo debido a movimientos tectónicos tensionales-dilatacionales y brechamiento, ocurridos en la Veta Vizcaya y cuyos minerales diagnósticos como la cal 1 y ad2 sugieren además condiciones de ebullición. También se reconocen subestadios aunque no se discuten en esta investigación. El estadio e1 se caracteriza por estar netamente vinculado con fenómenos de disolución por presión y sellado ( crack seal ) que permitieron los primeros rellenos silíceos de color blanco grisáceo, producto de la alteración hidrotermal silícea. Este estadio está acompañado por alteración propilítica y la aparición posterior al crack seal de los primeros minerales metalíferos restringidos a la py 1, con un marcado reemplazo de la roca de caja de composición andesítica, dando lugar al inicio del material de roca de composición andesítica con alteración penetrativa (rap) a difusa (df) de color verde, que luego serviría como fragmentos principales de las brechas blancas y subordinados de las brechas negras. Este estadio está ampliamente difundido en la roca de caja cerca del contacto con la veta y presenta estructura maciza. Se interpreta como un estadio de ruptura que generó espacios para la depositación del qzmg1, en pequeñas cantidades, alojado en venillas o stockworks. El estadio e2 también da lugar en sus inicios a un stockwork o o venilleo hidrotermal en la Veta Vizcaya, con qz mg2 y qzgf-gm1. Se encuentra emparentado a una etapa de ebullición, con presencia de la calcita espática (cal 1) y ad2. Es un estadio importante por la precipitación del Au 1 (Fig. 31f) junto a qz gf-gm1 blanco lechoso y al qzmg2 blanco gris (“sucio”, debido a la presencia de arcillas, ill 2 y ser 2). Este Au1 aparece confundido, sin sustento microscópico e investigación de esta etapa de ebullición, en la secuencia paragenética de Bonilla (2002) como Au 3 libre,
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localizado en el fondo del agregado mineral compuesto por cuarzo de cuarta generación + feldespato feldespato de primera generación (apéndice 11). Se interpreta interpreta como Au equivalente al del primer estadio tanto de Bonilla (2002) (apéndice 11) como de Vikentyev et al . (2005) (apéndice 15). No hay Au equivalente en Paladines y Rosero (1996) (apéndice 9). Se localiza localiza en la la parte inferior-media inferior-media de la veta veta y corresponde a eventos de dilatación, desarrollados entre los niveles N (1.061 ms.n.m) y P¾ (1.170 ms.n.m) y es diferente a los estadios 2, propuestos por Paladines y Rosero (1996) y Bonilla (2002) (apéndices 9 y 11). También se observa en la porción N de la veta en el nivel Q½ (1.185 ms.n.m). Este estadio, el más intenso en cuanto se refiere al desarrollo de espacios con relleno, se vincula con la brecha hidráulica blanca, cuyo cemento blanco lechoso principalmente está constituido por qzgf-gm1 y qzmg2 (véase más adelante Figs. 44c, 45a, 45d y 45e). El qz mg2 responde a la reactivación de las estructuras dilatacionales, las cuales dan lugar a erupciones con fracturamiento de capas impermeables del rap o df del estadio e1, frente al aumento de la presión hidrostática de los fluidos hidrotermales. Entre este estadio, caracterizado por ebullición y espacios dilatantes, y el estadio e3 se produce el mayor hiato mineralizante. Utilizando el gráfico de Reed (1998) se puede interpretar que el Au 1 se corresponde con el rango de temperatura desde 260° hasta 300° C en un ambiente de pH casi neutro y deficiente de H 2S (Fig. 37). El estadio e3 es el más importante desde el punto de vista económico. Con él se encuentra vinculada la mayor ley de mineral metalífero rentable (Au) de la Veta Vizcaya, representado por Au2, ptz1 y el 1. Se interpreta semejante a los estadios 2 de Paladines y Rosero (1996) y Bonilla (2002). En la veta ocupa la parte mediasuperior, desde el nivel inferior P¾ (1.170 ms.n.m) hasta el nivel superior R½ (1.222 ms.n.m). Se encuentra asociado a una segunda etapa de ebullición que favoreció la precipitación de la mayoría de los sulfuros de metales base y del Au 2, y se diferencia de los demás por el alto contenido o volumen de sulfuros. Este Au2, asociado a la py 3, despeja la primera incógnita planteada por INEMIN y AGCD (1989) en el sentido de que ellos postulan el desconocimiento de una relación entre pirita con la mineralización aurífera. El el 1 relacionado con los límites de grano entre pares de sulfuros (sph 2-gn1, sph2-cp1) o triadas de sulfuros (sph 2gn1-cp1) despeja la segunda incógnita, esbozada por estos autores sobre el desconocimiento de una relación entre calcopirita con la misma mineralización. En la presente investigación, se interpreta que el Au 2 es el equivalente al Au de la primera generación del segundo estadio de Paladines y Rosero (1996) (apéndice 9), al Au de la segunda generación del segundo estadio tanto de Bonilla (2002) (apéndice 11) como de Vikentyev et al . (2005) (apéndice 15) y al Au establecido en la paragénesis más común del distrito por Van Thournout et al. (1991) (véase A4.2).
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a
b
FIG. 37. Rangos de formación del Au 1, Au2 y el 1. a) Correspondientes al estadio e2. b) Correspondientes al estadio e3 de la paragénesis de la Veta Vizcaya. Gráfico tomado de Reed (1998). Abreviaciones: ac = acantita, Ag = plata, bn = bornita .
También se aduce que el segundo estadio de Paladines y Rosero (1996) es parecido a su similar de Vikentyev et al . (2005). Utilizando el gráfico de Reed (1998) se puede interpretar que el Au 2 y el1 se ubican en el rango de temperatura de 200° a 250° C y condiciones de soluciones ligeramente ácidas a intermedias con contenido intermedio de H 2S que alcanzaron ebullición y se alcalinizaron. Da lugar a las estructuras crustiforme-coloforme y de brecha. Las bandas de la veta generalmente están representadas por sph 2-gn1 y qzmg3 (Fig. 42c). Las brechas son del tipo negro, cuya pasta está formada por qz mg3 + py 3, mientras que sus fragmentos con bordes de reacción, subredondeados están constituidos por sph2, py p y3, cp1 y rap (Figs. 42e y 44b). Estas brechas indicarían un aumento en la presión hidrostática de los fluidos bajo una barrera local de baja permeabilidad, localizada de modo general en espacios dilatacionales de rumbo N y NO de la parte media superior de la veta, en contacto generalmente, con la caja baja y/o encajado a su vez por qzmg2 (Figs. 38, 61a y 61b).
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El estadio e4 es el más intenso en cuanto al desarrollo de textura de crack seal se refiere. Se produce en condiciones de una menor dilatación o generación de espacios abiertos y usa, básicamente, espacios relícticos. Es decir, prácticamente no se generaron espacios nuevos para la depositación de la mineralización representada por qzgf-gm2 (Fig. 44b), puesto que existe una interrupcción tectónica. Este estadio se observa, preferentemente, en la parte central del nivel P¾ y los minerales metalíferos son Au 3, el2 y sph3.
qzmg2 qzmg2
FIG. 38. Fotografía de brecha hidráulica negra encajada por qzmg2, diámetro de la moneda 1,8 cm.
El estadio e5 se caracteriza por una aparente inactividad tectónica, dando lugar a la depositación de qz gg1 (Fig. 39). Lo mismo que el estadio e4, se detecta en la parte central del nivel P¾ (1.170 ms.n.m). Tiene escaso mineral metalífero, representado por rara presencia de Au 4. C1.5 - MINERALES DE LAS ZONAS DE OXIDACIÓN Y ENRIQUECIMIENTO SUPERGÉNICO
La mineralogía supergénica se presenta en algunos afloramientos y vetas del distrito. Constituye en gran medida producto de alteración supergénica que se superpone a la alteración hipogénica. La pirita y calcopirita, sulfuros formadores de ácido, contenidas originalmente en el sistema mineralizado del distrito, al oxidarse, desarrollaron un capote lixiviado. Desde la superficie hasta la transición entre la zona de enriquecimiento y los sulfuros hipogénicos, el perfil intemperizado comprende tres zonas principales: una zona de lixiviación y una zona de óxidos por arriba del nivel freático y de enriquecimiento de sulfuros supergénicos, y una zona hipogénica o primaria (Protore) por debajo del nivel freático (Fig. 40). Estas 40). Estas zonas ocurren superpuestas y modifican la paragénesis hipogénica original (mena, ganga y alteración). La mineralogía característica resultante en cada zona es distinta de la original, pero depende en gran medida de la composición global inicial (reactividad) de dichas zonas.
1 Zona de lixiviación. Es la porción rocosa superficial oxidada y lixiviada más intensamente que refleja un ambiente ácido (pH muy bajo). Los afloramientos lixiviados son escasos (Fig. 41a) 41a) y la mayor parte del capote se encuentra sepultado debajo de la vegetación espesa y suelo húmico. Se trata, principalmente, de un capote hematítico que alcanza profundidades normalmente entre 50 y 100 m bajo el suelo. La alteración supergénica consiste en hm + limonita + caolinita y silicificación.
100
sph2 qzmg3
sph2
e4
qzgf-gm2
e3
e5
py3
e1 cp1
e3 cp1
e2 qz mg2
sph2
qzmg1
py2 sph2
a
qzmg2
qzgg1
e5 qzmg1 qzgf-gm1
e1
e2
py2
e2 qzgf-gm1
qzgg1
e5
e1
b
1cm FIG. 39. Distribución de estadios y mineralizacion en la Veta Vizcaya. a) En la muestra de mano V14, diámetro de la moneda 1,7 cm. b) En la muestra 9 (apéndice 1). Referencias en apéndice 25 y véase figura 28.
101
FIG. 40. Sección C-D, señalada en la figura 17, que muestra las zonas de lixiviación, oxidación, primaria primaria ( Protore) y el clavo Vizcaya (amarillo) de la Veta Vizcaya.
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2 Zona de óxidos y enriquecimiento secundario . Está integrada por la porción más baja de la zona meteorizada y se caracteriza por su ambiente oxidante (pH moderado bajo) y presentar depósitos terrosos de color ocre, rojizo y negrusco. En esta zona se observan óxidos “verdes” de Cu tales como malaquita (que se interpreta como reemplazo de la calcosina), además se descubrió clorofosfato de plomo o piromorfita y azurita. Estos dos últimos minerales nunca antes fueron reportados. También es común encontrar lamelas y partículas de oro, con cuarzo escoriáceo mezclado con arcilla amarilla o rojiza. En particular, en los niveles de oxidación de la veta Tablón se observan óxidos de Fe, mientras que en los niveles superiores al R½ de los filones Vizcaya y Nicole del sistema Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole se observa malaquita; en la zona de oxidación oxidación del filón Gobernadora del sistema Sexmo-Miranda Sexmo-Miranda se nota malaquita y piromorfita juntas, juntas, y en la zona de oxidación de la Veta Abundancia del sistema Portovelo prevalece azurita (Figs. 41b, 41c, 41d, 41e y 41f). En la base de la zona de oxidación están calcosina y covelina como principales constituyentes de la zona de enriquecimiento secundario o supergénico. Estos minerales también han sido reportados por Paladines y Rosero (1996) y Vikentyev et al . (2005). En la Veta Vizcaya alteran a bornita (Van Thournout 1996). Estas especies supergénicas resultan del reemplazo de sulfuros hipogénicos preexistentes principalmente calcopirita y en menor grado pirita.
C2 - ESTRUCTURAS Y TEXTURAS TEXTUR AS DE LA MINERALIZACIÓN EN LOS SISTEMAS HIDROTERMALES En el presente estudio, se emplean los conceptos de estructura como la disposición del agregado mineral y de textura como la disposición de los componentes minerales del agregado, de acuerdo a la terminología empleada por Smirnov (1982) y la escuela europea. Los sistemas de filones del distrito presentan estructuras y texturas similares. En este inciso se describen los rasgos comunes observados en los sistemas mineralizados y, particularmente, aquellos del sistema Vizcaya-Nicole, destacándose en especial que los de la Veta Vizcaya, sintetizan los aspectos más comunes del distrito. C2.1 - ESTRUCTURAS DE LA MENA
Entre las distintas estructuras observadas sobresalen las del tipo macizo, de stockwork , crustiforme-coloforme y brechosa. Como norma general, las estructuras maciza y de stockwork , se destacan en los sistemas Cerro de Oro, Minas Nuevas-Muluncay, Sexmo-Miranda, Curipamba y Tablón (Figs. 42a y 42b).
103 Loma El Aguacate
|
Zaruma
|
Veta Curipamba
a
b
c
d
e
f
FIG. 41. Fotografías de las zonas de lixiviación y de oxidación del distrito Zaruma-Portovelo. a) Veta Curipamba del sistema Curipamba en la zona de lixiviación. Nótese hm en el afloramiento lixiviado. b) Veta Tablón del sistema Tablón en la zona de oxidación mostrando gran cantidad de óxidos de Fe. c) Malaquita y piromorfita (indicada con el dedo) juntas en la zona de oxidación del filón Gobernadora del sistema Sexmo-Miranda. d) Piromorfita en la zona de oxidación del filón Gobernadora del sistema Sexmo-Miranda. Sexmo-Miranda. e) Detalles de la piromorfita de la fotografía fotografía de la figura 41c. Azurita y malaquita en los en los hastiales del filón Abundancia – Abundancia –segmento segmento N- del sistema Portovelo.
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e2 e1
rap
e1
e2
e1
a
b
1cm
1 cm
sph2
e3
qzmg3
e3
gn1
gn1
c
sph2
e3
e3 py3
e2
d
e
1 cm
1 cm
FIG. 42. Estructuras en los filones representativas del distrito Zaruma-Portovelo. a) Stockwork del del sistema El Tablón. b) Maciza-coloforme del sistema El Tablón. c) Crustiforme-coloforme del sistema Vizcaya-Nicole (Veta Vizcaya) con bandas alternas de sph 2 + gn1 con otras de qz mg3, diámetro de la moneda 1,6 cm. d) y e) Brechas de expansión de volumen y se destaca la brecha negra del sistema Vizcaya-Nicole (Veta Vizcaya). Abreviaciones: e1 = estadio 1, e2 = estadio 2, e3 = estadio 3.
105
Mientras que las estructuras crustiforme-coloforme y brechosa, son más características para los sistemas de la porción central del distrito, es decir, los sistemas Vizcaya-Nicole (Figs. 42c, 42d y 42e), Portovelo, Jorupe, Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce y Tamayo-Quebrada. Las estructuras maciza y de stockwork se se relacionan con los primeros estadios de formación de los filones y tienen que ver además, con la silicificación y propilitización temprana. Generalmente donde cambia el rumbo de los filones se desarrollan stockworks (Fig. 43c). Las estructuras crustiforme-coloforme y brechosa están ligadas con los estadios intermedios de evolución del sistema hidrotermal y relacionadas con la formación de sulfuros de metales base en los filones. En las porciones de los filones con estructura crustiforme y en los niveles Q½ (1.185 ms.n.m) y O (1.096 ms.n.m) de la Veta Vizcaya la hem es una fase accesoria hipógena común, la cual indicaría cambios en el estado de oxidación del fluido y dada la presencia de oro en esos sitios se interpreta que este mecanismo controló la precipitación del metal precioso, potencialmente a través de la mezcla de fluido y/o reacciones de intercambio iónico ( wall-rock reactions). Véase inciso C1.2. En el sistema Vizcaya-Nicole, particularmente, en la Veta Vizcaya se destacan estructuras maciza (Figs. 43a y 43b), de stockwork (Figs. (Figs. 43c y 31e), crustiformecoloforme (Figs. 42c, 43d, 43e y 43f), y brechosa (Figs. 42d, 42e, 44a, 44b, 44c, 44d, 44e y 45). La estructura crustiforme-coloforme predomina entre la cota de 1.222 ms.n.m (nivel R½) y la de 1.170 ms.n.m (nivel P¾) y está representada por bandas de qz que alternan con otras enriquecidas en sulfuros (gn, sph y cp >40%) (Fig. 42c). Esta estructura se localiza, preferentemente, en la zona central de las vetas y filones. En cuanto a la estructura brechosa, inicialmente, Bonilla (2002) definió dos tipos de brechas conforme la coloración otorgada por el cemento o pasta. 1) Brecha blanca es aquella integrada por un cemento de qz blanco, lechoso (qzgf-gm1) a gris (qzmg2) dominantes (véase estadio e2 en C1.4). Los fragmentos o clastos son de rap a df. Poseen contornos con formas cóncavas y convexas y a veces límites transicionales (Fig. 44a). Son angulares a subangulares (Fig. 44e) y el cemento a veces define textura en escarpela con py 2 y sph1 (Fig. 44d). Mayormente, la alteración de los fragmentos líticos es propilítica y se destaca la py1 diseminada como mineral metalífero. El tamaño de la py 1 es variado, fluctúa entre 40 m y 1 milímetro. La brecha blanca generalmente se localiza en los extremos nórdicos de la veta y en los niveles inferiores al nivel P¾.
106
hm2
e2
py2
cal1
chl2
e2
b
a
e4 e3
e5
e1
e3 e2
d
c
e3
e3
e
f
50 cm
50 cm
FIG. 43. Estructuras representativas de la Veta Vizcaya. a) Maciza con hm 2, cl2 y py2 diseminada. b) Maciza de qz pseudomorfo de cal espática y de relleno. c) Stockwork (enrejado (enrejado subparalelo), brecha blanca 2 que aparece en la figura 21. d) Crustiforme-coloforme con bandas de qz y sulfuros (cp, py, sph), diámetro de la moneda 1,7 cm. e) Crustiformecoloforme con cocardas de sph negra grisácea y qz en peine. f) Crustiforme- coloforme. Nótese las bandas de sph negra grisácea junto a la banda de py. Abreviaturas: e1 = estadio 1, e2 = estadio 2, e3 = estadio 3, e4 = estadio 4, e5 = estadio 5.
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qzgf-gm2 sph2
e2 df
qzmg2
py3
e4 e3
e1
cp1 rap
cp1
e1
e3
rap
a
b
1 cm
5 cm
c
e1 e2
e1
py2
e2
e2 rap
e1
e2
rap
qzgf-gm1 sph1
d
Fig.45
e1
e
FIG. 44. Estructuras de brecha y sus tipos en la Veta Vizcaya. a) Brecha hidrotermal freatomagmática blanca con fragmentos de rap. b) Brecha negra hidrotermal freatomagmática freatomagmática con fragmentos de cp 1, py3 y rap y una vena de qz gf-gm2 c) Brecha hidrotermal asistida por fluidos, diámetro de la moneda 2,2 cm. d) Brecha blanca hidrotermal asistida por fluidos tipo jigsaw . e) Brecha blanca 1 hidrotermal en sitios dilatacionales que aparece en la figura 20. Abreviaturas: e1 = estadio 1, e2 = estadio 2, e3 = estadio 3, e4 = estadio 4, rap = roca andesítica con alteración penetrativa, df = roca con alteración difusa.
108
2) Brecha negra es aquella con cemento oscuro de qz mg3 + py3 diseminada ± mineral del grupo de la arcilla + sulfuros, en la cual sólo se reconocen fragmentos de sph2 caramelo y qz de veta. Se ubica en los niveles superiores de la Veta Vizcaya (R½-Q½-P¾) y en la zona de flexión de la veta, principalmente. También existen otras distribuciones discontinuas a lo largo de un rumbo N-S ocupando porciones del nivel inferior O½ (1.120 ms.n.m). Los fragmentos están constituidos por sph2, py 3, cp1 y rap, y poseen bordes subredondeados. El tamaño varía entre milímetros y centímetros (Figs. 42e y 44b). De acuerdo con la clasificación de Corbet y Leach (1997) estas brechas con alto contenido en py y material de reemplazo derivado de una roca fragmentada corresponden al tipo freatomagmático. Las brechas freatomagmáticas son aquellas que se forman por explosiones que generan dilatación. Están conducidas por agua convertida a vapor y se ecuentran relacionadas con intrusiones porfíricas subsuperficiales. En Vizcaya son brechas dilatacionales, asistidas por fluidos portadores de los minerales de sulfuros de metales base, que tienen una pasta molida de grano fino, proveniente de la abrasión, atricción y trituración de fragmentos de roca, los cuales han sido alterados durante el transporte en el fluido hidrotermal. Estas brechas son los equivalentes de las brechas de explosión hidrotermal de Baker et al. (1986) y de erupción de Hedenquist y Henley (1985a), las cuales según los citados autores se forman en ambientes dilatacionales. Generalmente, los fragmentos de roca de caja integran la veta y son cementados por minerales hidrotermales. El brechamiento puede depender de un aumento de la presión hidrostática de los fluidos, controlado además por una barrera local de baja permeabilidad. Este mecanismo es típico de ambientes geotermales y está condicionado por erupciones previas. Por otro lado, lado, la reactivación de las estructuras existentes dilatacionales, las cuales encausan los fluidos hidrotermales durante los terremotos (Hedenquist y Henley 1985a), pueden iniciar la erupción por fracturamiento de las capas impermeables frente a fluidos sobrepresurizados. El brechamiento por crack seal y y la depositación de los minerales de metales base pueden ocurrir bajo las condiciones descriptas. Las brechas hidráulicas del tipo rompecabezas ( jigsaw ), como es el caso de la jigsaw ), brecha blanca (Fig. 44d), también se pueden formar por procesos dilatacionales, controlados por procesos tectónicos. Sibson (1992) utiliza para este tipo de brechas el término de brecha de clastos flotantes para delinear brechas dilatacionales que se han formado en vetas epitermales de sistemas con adularia y sericita. El cemento con textura bandeada puede indicar un fracturamiento repetitivo con apertura del sistema y rápido relleno por enfriamiento del fluido hidrotermal y consecuente depositación del mineral de mena y ganga.
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Conforme con la clasificación de Jebrak (1997) en la Veta Vizcaya también se diferencian las brechas de reducción de volumen (coloformes), expansión de volumen, colapso, corrosión y las asistidas por fluidos o hidráulicas o freatomagmáticas de Corbet y Leach (1997). Las brechas de reducción de volumen o contracción (Figs. 44e, parte inferior junto a martillo, y 45) son aquellas que se caracterizan porque su fragmentación responde a una reducción de volumen, como resultado de una variación de fases por variaciones de temperatura (Sibson 1997). El proceso más común de reducción de volumen es la disecación, la cual a menudo está presente en los sistemas hidrotermales relacionados con soluciones heterogéneas coloidales (Jebrak 1997). El producto también se conoce como brecha de disolución o seudobrecha (Jebrak 1992). Se pueden formar en un régimen donde la difusión es limitada y obedece a gradientes de composiciones y mecanismos de reemplazo. La morfología de los fragmentos es compleja. Las brechas de expansión de volumen están emparentadas con fenómenos de explosión, debido a la presencia de un campo de esfuerzos, donde la dilatancia es significante y dependiente de la explosión y fuerza de cohesión de la roca. Estas brechas corresponden a la brecha negra de Bonilla (2002) (Figs. 42e y 44b) Las brechas de colapso se forman como resultado del aumento de la transtensión en megacavidades y dentro de sitios tabulares en donde fragmentos de rap y los minerales tempranos pueden colapsar y rellenar los sitios extensionales junto al simultáneo material foráneo de relleno (Fig. 44c). Las brechas de corrosión o químicas se forman en los diferentes procesos hidrotermales por una serie de reacciones químicas entre los minerales y soluciones hidrotermales y procesos de reemplazo. Las brechas de abrasión o fricción se forman cuando un objeto sólido es presionado y hay fricción entre las partículas del material.
rap
rap
FIG. 45. Detalle de la figura 44e mostrando la brecha de contracción con fragmentos subredondeados de rap. Abreviación: rap = roca de composición andesítica con alteración penetrativa.
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Es uno de los mecanismos más comunes de brechamiento, producido en zonas de crecimiento del estallido ( crack ) y en donde la cantidad de esfuerzos excede a la resistencia del material frágil, permitiendo la propagación de la ruptura por debajo de los límites de los esfuerzos de la roca de caja (Fig. 44c), y en los depósitos filoneanos acontecen siguiendo el proceso de propagación de fracturas. La figura 42d muestra la zona de borde con un pasaje transicional desde la típica brecha negra (Fig. 42e) hacia la roca de caja alterada. C2.2 - TEXTURAS DE LA MENA
En cuanto se refiere a las texturas de los filones de los distintos sistemas del distrito se destacan según la clasificación de Dong et al. (1995) las de crecimiento primario (granular, maciza, crustiforme, cocarda, en peine, en red, de exsolución o disease, laminar, coloforme, y de escarapela), recristalización (mosaico, llameante) y de reemplazo (en enrejado laminado - lattice bladed - y en paralelo laminado - parallel parallel bladed- ). Las texturas de reemplazo son más abundantes, particularmente, en los sistemas Curipamba y Tablón, donde está presente el pseudomorfismo de qz según cal o espática. bladed o En la Veta Vizcaya, así como en la gran mayoría de los filones de los sistemas del distrito, el qz es el mineral de ganga dominante; siendo además la única fase que se ha depositado a lo largo de toda la vida del sistema hidrotermal. Por lo tanto, las características del qz, como su morfología, composición química, estructura cristalina, tamaño, etc., reflejan las condiciones imperantes durante su cristalización y marcan pautas además de la evolución del sistema. La forma más simple y representativa de caracterizar al qz vetiforme es por medio de su morfología (Echavarría 1997) y la de sus agregados. Es por ello que el estudio textural puede, a priori, arrojar datos ciertos sobre los estilos de acumulación, condiciones físico químicas de las soluciones, historia y episodios de depositación y su relación con la mineralización (véase inciso C1.4). El estudio estructural y textural llevado a cabo en la Veta Vizcaya permite realizar interesantes consideraciones, por un lado en cuanto a la secuencia deposicional, y por el otro, para establecer una zonación vertical siguiendo el modelo propuesto por Morrison et al . (1989). En la sucesión de episodios establecida (véase inciso C1.4) se reconoce la cal en hojas (evidenciada por las texturas de reemplazo) como un mineral temprano que precipitó en los espacios abiertos, a partir de un fluido hidrotermal ascendente. La formación de cal en ambientes someros, a partir de soluciones que se enfrían paulatinamente, es tema contradictorio debido a su solubilidad retrógrada, a menor temperatura mayor solubilidad (Ellis 1959, 1963). Sin embargo, su precipitación
111
está controlada no sólo por la temperatura sino además por el pH, la fugacidad de CO2 y la actividad del Ca ++ (Fournier 1985), que a su vez dependen de las condiciones de ebullición y mezcla de fluidos. Así, aunque se consideren cons ideren fluidos originalmente subsatur ados con respecto respe cto a cal, como normalmente se encuentran en el ambiente epitermal (Hedenquist 1990), al comenzar la ebullición se produce una pérdida de CO 2, provocando una caída en su fugacidad y, por lo tanto, una disminución en la solubilidad de los carbonatos (Ellis 1959, 1963; Malinin y Kanukov 1971), sobre saturándose rápidamente el fluido en ellos y produciendo la precipitación de cal. En consecuencia la cal en hojas del depósito Zaruma-Portovelo y de la Veta Vizcaya se formaría como relleno de espacios abiertos en el intervalo correspondiente desde los 1.061 ms.n.m (nivel N) hasta los 1.170 ms.n.m (nivel P¾). Al mismo tiempo la pérdida de CO 2 produce un aumento en el pH y consiguiente formación de feldespatos potásicos, representados en este ambiente por la ad; a la cual, debido a su alto desorden interno, Dong y Morrison (1995) asocian estrechamente al proceso de ebullición. Su formación precede a la del qz, ya que la cal ocupa las zonas marginales de las vetas y venillas, mientras que el qz se ubica en las zonas centrales. Las muestras V3 (nivel P¾, 1.170 ms.n.m), V8 (nivel O½, 1.120 ms.n.m), V6 y 8 (nivel N, 1.061 ms.n.m) indican, luego de su análisis y estudio microscópico y de tinción, la presencia de ad en la Veta Vizcaya, es decir en los niveles inferiores al nivel P¾ dentro de un rango de 130 metros.
C3 - DETERMINACIÓN DE TEMPERATURA Y PRESIÓN DEL SISTEMA HIDROTERMAL A PARTIR DEL ESTUDIO DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS C3.1 - GENERALIDADES SOBRE LAS INCLUSIONES FLUIDAS
A fin de obtener información sobre las condiciones físico-químicas de los fluidos mineralizantes que generaron los sistemas del distrito Zaruma-Portovelo, se efectuaron estudios de inclusiones fluidas (IF). Estos estudios fueron realizados en el Instituto de Geología y Recursos Minerales del SEGEMAR, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, y comprendieron la caracterización petrográfica y el análisis microtermométrico de las IF. Se trabajó, básicamente, sobre muestras de los estadios e2 y e3, provenientes de los sistemas Portovelo (Veta Abundancia), Tablón (Veta Tablón) y fundamentalmente del sistema Vizcaya-Nicole en la Veta Vizcaya. La microtermometría se llevó a cabo, en secciones doblemente pulidas de espesores entre 90 y 120 m, determinando las temperaturas de cambio de fase de las IF mediante una platina de enfriamiento/calentamiento FLUID INC. (Fig. 46),
112
FIG. 46. Equipo de inclusiones fluidas fluidas FLUID INC. INC.
con precisión de ± 0,2° para temperaturas cercanas <0° C y ± 0,3° para temperaturas >0° C, montada en un microscopio petrográfico OLYMPUS BX60, bajo luz transmitida. La platina fue calibrada para el intervalo de alta temperatura (0° a 400° C) con substancias estándares Syn Flinc puras de punto de fusión conocido. Para temperaturas <0° C la calibración se realizó a partir del punto triple de CO 2 (-56,6° C) mediante inclusiones naturales de CO 2. Al aplicar la técnica analítica se asumieron las siguientes premisas: Luego del sellado de la la inclusión, el sistema ha pemanecido pemanecido cerrado. Las IF son normales, es decir, el fluido atrapado era originalmente homogéneo. El volumen de la cavidad cavidad no se ha modificado luego del sellamiento. La temperatura de homogenización homogenización (Th) representa una temperatura de formación mínima a la cual el fluido era homogéneo.
La salinidad de las IF con CO 2 y la densidad global de todas las inclusiones fueron calculadas mediante el programa FLINCOR (Brown 1989), mientras que el resto de las salinidades fueron calculadas con la ecuación de Bodnar (1993). Se prepararon 32 secciones delgadas pulidas en ambas caras siguiendo la metodología de Velasco (2004) para realizar el estudio petrográfico y
113
microtermométrico. Se obtuvo un total de 360 datos de IF, identificándose dos tipos petrográficos diferentes, de acuerdo con la proporción de líquido y vapor observada a temperatura ambiente: tipo I y tipo II. Se reconocieron conforme la naturaleza de las fases sólo inclusiones bifásicas, es decir, IF en las cuales están presentes sólo dos fases: líquido (L o liq) compuesto por agua (H20) y vapor (V o vap) normalmente de agua. Además se discriminaron inclusiones primarias (PI), pseudosecundarias (PSI) y secundarias (SI). Debido a los ciclos reiterados de apertura del sistema hipogénico las SI fueron empleadas durante el análisis dado que responden a los múltiples episodios de apertura del sistema debido a la actividad tectónico multiepisódica. En el presente estudio conforme con la clasificación de Nash (1976) y Roedder (1984), las IF bifásicas detectadas de acuerdo con la proporción de L y V, y observadas a temperatura ambiente, corresponden a los tipos I y II, enriquecidas en líquido y en vapor, respectivamente, y derivadas del sistema H 2O-NaCl. Ambos tipos se describen a continuación: Inclusiones Bifásicas Tipo I (L±V). Comprenden la mayoría de las IF detectadas en esta investigación (91 IF). Se caracterizan por la presencia enriquecida de la fase L, en relación con inferiores volúmenes de la fase de V (Fig. 47). En general la burbuja de gas representa un 10% en volumen en el total de la inclusión. Estas inclusiones de tipo I son de moderada salinidad. Inclusiones Bifásicas Tipo II (V±L). Son del tipo de inclusiones enriquecidas en la fase de V con volúmenes inferiores de L y son un número minoritario en la población investigada (7 IF). La ocurrencia de IF (V±L) en cristales de qz fue identificada en las muestras V1, V9, 3, 860, 864 y 926 y en cristales de sph, en la muestra 8B. Estas inclusiones comúnmente aparecen coexistiendo con las inclusiones tipo I. Los datos microtermométricos incluyen la temperatura final de fusión del hielo (Tmhielo), se obtuvo la salinidad de los fluidos atrapados (Bodnar et al. 1985) y la temperatura de homogenización total (Thtotal), cuya síntesis está en las Tablas 3, 4 y 5. 5. C3.2 - PETROGRAFÍA Y MICROTERMOMETRÍA DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS
Como se mencionó precedentemente se distinguen inclusiones primarias, pseudosecundarias y secundarias, según la clasificación de Roedder (1984). Las mediciones microtermométricas se concentraron en aquellas inclusiones, aisladas dentro del cristal and en familias pseudosecundarias, con el fin de registrar condiciones primarias respecto al evento generador del qz o mineral en estudio. Las inclusiones secundarias dado que reflejan el inicio del estadio e2 también fueron incluidas debido a que este estadio se emparenta con la depositación de Au1.
114
a
b
c
d
FIG. 47. Fotomicrografías de los tipos de IF de la Veta Vizcaya. a) Tipo I de la muestra 2, colectada en el nivel N. b) Tipo I de la muestra V4, colectada en el nivel O½. c) Tipo I de la muestra V5, colectada en el nivel N. d) Cristal de cuarzo con anillos de crecimiento definidos por IF de tipo I y II (típico de depósitos epitermales de baja sulfuración), sulfuración), muestra V5 del nivel N.
Desde el punto de vista del crecimiento del cristal el número de inclusiones que se midió fue de 64 IF primarias del tipo I, 17 IF secundarias del tipo I, 10 IF pseudosecundarias del tipo I y 7 adyacentes al tipo II. C3.2.1 - Caracterizació Caracterización n de los Diversos Tipos reco noc idos de Inclusion es Fluidas
Inclusiones Fluidas Primarias-Tipo I (H2Oliq ± H2Ovap)
Dentro de la clasificación genética, se consideran en este estudio a grupos de IF primarias (fracciones de solución hidrotermal incorporada o atrapada por el cristal) en una zona de crecimiento simple y atendiendo a la naturaleza de sus contenidos, a grupos de inclusiones en dos fases (bifásicas) tipo líq líq ± vap (L±V). Las IF estudiadas son del tipo I, bifásicas acuosas compuestas por H 2Oliq ± H 2Ovap donde predomina la fase líquida y por la forma de presentación se clasifican como primarias. Presentan formas regulares, elongadas e irregulares con tamaños variables que no superan los 10 micrones (Fig. 47).
115 Tabla 3. 3. Resultado de mediciones de inclusiones fluidas de la Veta Abundancia del distrito Zaruma-Portovelo a partir de muestras seleccionadas de qz. Abreviaciones: f = frecuencia, Th = temperatura de homogenización, Tm hielo = Temperatura de fusión final del hielo, v = valor, Prof. (m) = profundidad (metros).
CUADRO DE VALORES DE TERMOMETRÍA DE VETA ABUNDANCIA Muestra
promedio
f
Tmhielo(-° C)
203 184 249 249 200 223 220 223 212 204 175 212 212 187 235 235 235 226 232 226 235
199,5 181,5 245,5 208,8 193 220 204,5 205,8 208,5 200,5 171,5 193,5 210 183,5 232 208,5 232,5 222,5 226,5 223 226,1
2 1 1 4 2 1 2 5 1 3 1 5 1 1 1 3 1 3 2 1 7
1,1 0,4 0,8 1,2 0,8 1,8 1,7 1,9 2,1 2 1,5 2,4 2,1 2,4 1,9 2,4 0,9 1,7 0,7 1,2 2
PROMEDIO VETA ABUNDANCIA
208,6
859
860
861A
861B
862
f
3 4 3 10 2 3 2 7 4 5 4 13 4 2 3 9 3 5 3 3 14
Th(° C)
196 179 242 179 186 217 189 186 205 197 168 168 208 180 229 180 230 219 221 220 219
1,2 0,4 0,8 0,4 1 1,8 1,9 0,8 2,1 2,4 1,5 1,5 2,1 2,4 1,9 1,9 0,9 2 0,9 1,2 0,7
v medio
f
1,15 0,4 0,8 0,78 0,9 1,8 1,8 1,5 2,1 2,2 1,5 1,93 2,1 2,4 1,9 2,13 0,9 1,85 0,8 1,2 1,19
2 1 1 4 2 1 2 5 1 3 1 5 1 1 1 3 1 3 2 1 7
%pesoNaCleq promedio
1,9 0,7 1,4 0,7 1,4 3 3 1,4 3,6 3,4 2,6 2,6 3,6 4 3,2 3,2 1,6 2,9 1,2 2 1,2
2 0,7 1,4 2 1,7 3 3,2 3,2 3,6 4 2,6 4 3,6 4 3,2 4 1,6 3,4 1,6 2 3,4
1,51
Prof. (m)
1,95 0,7 1,4 1,35 1,55 3 3,1 2,55 3,6 3,7 2,6 3,3 3,6 4 3,2 3,6 1,6 3,15 3,15 1,4 2 2,04
Tipo IF
PI PI PI 200 PI PI PI 190 PSI PI PI 130 SI SI PI 195 PI PI PSI SI 290
2,57
Tabla 4. 4. Resultado de mediciones de inclusiones fluidas de la Veta Tablón del distrito Zaruma-Portovelo a partir de muestras seleccionadas de qz. Abreviaciones: f = frecuencia, Th = temperatura de homogenización, Tm hielo = Temperatura de fusión final del hielo, v = valor, Prof. (m) = profundidad (metros).
CUADRO DE VALORES DE TERMOMETRÍA DE VETA TABLON (EMPEC) Muestra
855
856
863
864
f
2 4 2 8 4 5 1 10 5 4 3 3 15 4
Th(° C)
180 204 216 180 251 173 226 173 198 208 184 209 184 210
202 216 220 220 262 186 226 262 211 214 196 215 215 225
promedio
f
191 210 218 206,3 256,5 179,5 226 220,7 204,5 211 190 212 204,4 217,5
2 3 2 7 1 3 1 5 3 1 2 2 8 2
Tmhielo(-° C)
0,4 1,2 0,2 1,2 0,5 1,2 1,3 1,4 1,4 1,8 2 2,1 2,1 1,9
0,7 0,7 1,2 0,2 0,2 0,2 0,5 1,4 1,3 0,5 1,7 1,8 2 2,1 2,1 1,4 2
v medio
f
0,55 1,2 0,2 0,65 0,5 1,3 1,3 1,03 1,55 1,8 2 2,1 1,86 1,95
2 3 2 7 1 3 1 5 3 1 2 2 8 2
%pesoNaCleq promedio Prof. (m) Tipo IF
0,7 2 0,4 0,4 0,9 2 2,2 0,9 2,4 3 3,4 3,6 2,4 3,2
1,2 2 0,35 2 0,9 2,4 2,2 2,4 2,9 3 3,4 3,55 3,6 3,4
0,95 2 0,35 1,1 0,9 2,2 2,2 2,2 1,77 2,65 3 3,4 3,55 3,15 3,3
PI PI PI 190 PI PSI PI 260 SI PI PI PI 185 PI
116
4 196 202 2 212 218 10 196 225 PROMEDIO VETA TABLÓN
199 215 210,5
2 2 6
1,3 0,9 2
1,3 1,2 0,9
210,47
1,3 1,05 1,43
2 2 6
2,2 1,6 1,6
2,2 2 3,4 3,4
1,24
2,2 2,2 1,8 2,43
PI SI 200
2,11
Tabla 5. 5. Resultado de mediciones de inclusiones fluidas de la Veta Vizcaya del distrito Zaruma-Portovelo a partir de muestras seleccionadas de qz y una de sph color negro (N° de muestra 8B). Abreviaciones: f = frecuencia, Th = temperatura de homogenización, Tm hielo = Temperatura de fusión final del hielo, v = valor, Prof. (m) = profundidad (metros).
CUADRO DE VALORES DE TERMOMETRÍA DE VETA VIZCAYA Muestra
V1
V2
V3
V4
V5
V6
V7
V8
V9
V10
f
5 9 7 21 5 2 5 12 3 2 2 7 1 7 3 11 3 4 2 9 4 5 4 13 3 3 6 5 9 5 19 8 5 4 17 6 3
Th(° C)
197 225 158 158 233 173 244 173 206 258 268 206 256 247 249 247 227 263 275 227 256 236 240 236 256 251 251 226 211 197 197 272 185 232 185 224 230
204 236 167 236 240 175 251 251 209 260 271 271 256 255 253 256 232 269 278 278 263 241 246 263 260 257 260 232 222 203 232 285 199 242 285 233 237
promedio
f
200,5 230,5 162,5 197,8 236,5 174 247,5 219,3 207,5 259 269,5 245,3 256 251 251 252,7 229,5 266 276,5 257,3 259,5 238,5 243 247 258 254 256 229 216,5 200 215,2 278,5 192 237 235,8 228,5 233,5
3 5 5 13 3 2 3 8 3 2 1 6 1 6 3 10 2 3 2 7 3 2 2 7 2 3 5 3 5 2 10 4 4 3 11 3 3
Tmhielo(-° C)
1,1 0,5 2,1 2,3 0,3 0,2 0 0,5 0,9 0,7 0,2 1,1 0,4 0,3 0,8 0,9 1 1,6 1,1 1,8 1,8 1,5 1,4 2 0,8 1,2 1,5 1,7 0,5 1,2 1,9 1,9 2,1 1,2 2,5 1,1 0,9
1,4 0,7 2,3 0,5 0,5 0,4 0,3 0 1,1 1 0,5 0,2 0,4 0,4 0,9 0,9 0,3 1,1 1,8 1,1 1 1,9 2 1,8 1,4 1,1 1,5 0,8 1,9 0,8 1,4 0,5 2,3 2,5 1,7 1,2 1,3 1,5
v medio
f
1,25 0,6 2,2 1,35 0,4 0,3 0,15 0,28 1 0,85 0,35 0,73 0,4 0,6 0,85 0,62 1,05 1,7 1,1 1,28 1,85 1,75 1,6 1,73 0,95 0,95 1,35 1,15 1,8 0,65 1,3 1,25 2,1 2,3 1,45 1,95 1,2 1,2
3 5 5 13 3 2 3 8 3 2 1 6 1 6 3 10 2 3 2 7 3 2 2 7 2 3 5 3 5 2 10 4 4 3 11 3 3
%pesoNaCleq promedio Prof. (m)
1,9 0,9 3,5 0,9 0,5 0,4 0 0 1,6 1,2 0,35 0,35 0,7 0,5 1,4 0,5 1,7 2,7 1,9 1,7 3 2,6 2,4 2,4 1,4 2 1,4 2,9 0,9 2 0,9 3,2 3,5 2 2 1,9 1,6
2,4 1,2 3,9 3,9 0,9 0,7 0,5 0,9 1,9 1,7 0,9 1,9 0,7 1,6 1,6 1,6 1,9 3 1,9 3 3,2 3,4 3 3,4 1,9 2,6 2,6 3,2 1,4 2,4 3,2 3,9 4,2 2,9 4,2 2,2 2,6
2,15 1,05 3,7 2,3 0,7 0,53 0,53 0,25 0,49 1,75 1,75 1,45 0,63 1,28 0,7 1,05 1,05 1,5 1,08 1,8 2,85 1,9 2,18 3,1 3 2,7 2,93 1,65 2,3 1,98 3,05 3,05 1,15 2,2 2,13 3,55 3,85 3,85 2,45 3,28 2,05 2,1
Tipo IF
PI PI PSI 160 PI PI PI 250 SI PI PSI 420 PI PI PSI 470 SI PI SI 510 PI PI PSI 430 SI PI 500 PI SI SI 230 PI PI SI 350 PI PI
117
V11
V12
2
3
5
7
8B
9B
853
854
926
927
4 13 3 4 4 11 4 5 7 16 3 5 8 4 6 5 15 3 8 11 6 7 4 17 4 3 4 11 3 5 4 12 3 4 4 11 5 3 2 10 3 1 3 7 2 3 5
220 220 268 276 242 242 215 237 214 214 200 245 200 258 244 227 227 279 256 256 224 243 189 189 231 247 220 220 251 254 236 236 225 216 221 216 210 198 232 198 218 198 214 198 245 238 238
236 237 271 284 256 284 224 245 226 245 206 256 256 267 252 236 267 283 268 283 236 256 201 256 240 254 238 254 263 265 245 265 231 223 230 231 220 208 235 235 226 198 220 226 249 242 249
PROMEDIO VETA VIZCAYA
228 230 269,5 280 249 266,2 219,5 241 220 226,8 203 250,5 226,8 262,5 248 231,5 247,3 281 262 271,5 230 249,5 195 224,8 235,5 250,5 229 238,3 257 259,5 240,5 252,3 228 219,5 225,5 224,3 215 203 233,5 217,2 222 198 217 212,3 247 240 243,5 236,7
3 9 3 3 2 8 3 3 5 11 1 2 3 1 3 2 6 1 5 6 4 4 1 9 3 3 2 8 1 2 2 5 1 2 2 5 3 1 1 5 2 1 2 5 1 2 3
0,7 1,5 0,9 1,2 1 1,5 0,9 1,2 2 2,2 0,8 2,3 2,4 2,9 2,2 1,8 2,9 2 0,2 2 2,1 1,9 2 2,6 0,3 0,9 0,5 1,2 2,2 2,3 1,9 2,7 2,5 0,9 1,1 2,5 1 0,9 1,1 1,3 1,5 1,4 0,9 1,9 1,8 2,2 2,2
1,1 0,7 1,3 1,5 1,3 0,9 1,4 1,7 2,2 0,9 1,2 2,4 0,8 2,9 2,7 2,2 1,8 2 0,5 0,2 2,6 2,3 2 1,9 0,7 1,2 0,9 0,3 2,2 2,2 2,7 2,3 1,9 2,5 1,4 1,2 0,9 1,3 0,9 0,9 1,1 0,9 1,9 1,4 1,3 0,9 1,8 2,2 1,8
3 1,8 1,1 1,35 1,15 1,2 1,15 1,45 2,1 1,57 1 2,35 2,35 1,68 2,9 2,45 2 2,45 2 0,35 1,18 2,35 2,1 2 2,15 0,5 1,05 0,7 0,75 2,2 2,5 2,1 2,27 2,5 1,15 1,15 1,15 1,6 1,15 0,9 1,1 1,05 1,7 1,4 1,1 1,4 1,8 2,2 2 1,43
3 9 3 3 2 8 3 3 5 11 1 2 3 1 3 2 6 1 5 6 4 4 1 9 3 3 2 8 1 2 2 5 1 2 2 5 3 1 1 5 2 1 2 5 1 2 3
1,2 1,2 1,6 2 1,7 1,6 1,6 2 2,4 1,6 1,4 3,9 1,4 4,8 3,7 3 3 3,4 0,3 0,3 3,6 3,2 3,4 3,2 0,5 1,6 0,9 0,5 3,7 3,9 3,2 3,2 4,2 1,6 1,9 1,6 1,7 1,6 1,9 1,6 2,6 2,4 1,6 1,6 3 3,7 3
1,9 2,6 2,2 2,6 2,2 2,6 2,4 2,9 3,7 3,7 2 4 4 4,8 4,5 3,7 4,8 3,4 0,9 3,4 4,3 3,9 3,4 4,3 1,2 2 1,6 2 3,7 4,5 3,9 4,5 4,2 2,4 2 4,2 2,2 1,6 1,9 2,2 3,2 2,4 2,2 4,3 3 3,7 3,7
1,55 1,9 1,9 2,3 1,95 2,05 2 2,45 3,05 2,5 1,7 3,95 2,83 4,8 4,1 3,35 4,08 3,4 3,4 0,6 2 3,95 3,55 3,4 3,4 3,63 0,85 1,8 1,25 1,3 3,7 4,2 3,55 3,82 4,2 2 1,95 2,72 1,95 1,6 1,9 1,82 2,89 2,4 1,89 2,39 3 3,7 3,35 2,37
PI 320 PI PI PI 600 SI PI PI 270 PI SI 270 PI PI SI 420 PI PI 650 SI PI PI 260 PI PI PI 370 PI PSI SI 460 PSI PI PI 280 PI PI PI 230 PI PSI PI 210 PI PI 400
118
Se hallan preferentemente en el qzgf-gm1 de tamaño granoso fino a medio, correspondiente al e2 y generalmente están aisladas, en pequeñas familias o en planos intracristalinos.
Inclusiones Fluidas Pseudosecundarias-Tipo I (H2Oliq ± H2Ovap)
Estas IF corresponden al grupo formado, probablemente, hacia la etapa final del crecimiento del cristal. Ocupan huecos dejados en los cristales durante su crecimiento. Son bifásicas acuosas, compuestas por H 2Oliq ± H2Ovap y de formas regulares, elongadas e irregulares, con tamaño variable que no supera los 10 micrones. Se encuentran preferentemente en el qz gf-gm1, del e2.
Inclusiones Fluidas Primarias-Tipo II (H2Ovap ± H2Oliq)
Las IF tipo II son aquellas donde predomina la fase vapor y se encuentran coexistiendo con las del tipo I. Presentan también formas regulares, elongadas e irregulares con tamaño variable de hasta 10 micrones. La presencia de zonas de crecimiento o planos de inclusiones que contienen solamente inclusiones fluidas tipo II (Fig. 47d) y/o la coexistencia de ambos tipos de inclusiones son consideradas evidencias de ebullición (Bodnar et al. 1985). La temperatura de homogenización en la mayoría de los casos se obtuvo por la desaparición de la fase gaseosa, mientras que la determinación de la concentración de la salinidad del fluido de las inclusiones, expresada en % en peso equivalente de NaCl, fue determinada mediante ligeras correcciones de valores obtenidos según las ecuaciones de Potter et al . (1978) y haciendo uso de los datos de depresión (por fusión) del congelamiento final del fluido de las inclusiones (Tmhielo) (véase Tablas 3, 4 y 5). C3.2.2 - Generalidad es sob re Microt erm om etría
Durante los ensayos microtermométricos, las inclusiones fluidas acuosas primarias tipo I presentaron un rango de fusión final del hielo (Tm hielo) entre -2,9° y 0° C y salinidades entre 0 y 4,8% en peso equivalente de NaCl. Las inclusiones pseudosecundarias definieron una Tmhielo entre -2,7° y -0,2° C y salinidades de 0,35 a 4,5% en peso equivalente de NaCl. Las inclusiones consideradas de origen secundario indicaron valores de Tmhielo entre -2,6° y -0,5° C para salinidades entre 0,9 y 4,3% en peso equivalente de NaCl. La temperatura de homogenización (Th) dentro de la fase líquida fue definida entre 168° y 285° C para las IF primarias; entre 158° y 271° C para las pseudosecundarias y entre 197° y 278° C para las secundarias. Por otro lado, se registró una temperatura eutéctica (Te) con dificultad, en general por limitaciones ópticas que no permitió diferenciar el comienzo de fusión del hielo. Se estimó un valor de Te aproximadamente en -24.5° C lo que estaría indicando la presencia de otras sales disueltas (ej.: KCl, MgCl) en el fluido.
119
C3.3 - ESTADÍSTICA APLICADA AL ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS SELECCIONADOS
Los sistemas mineralizados que fueron seleccionados para efectuar la estadística aplicada al estudio de IF son: Portovelo (Veta Abundancia), Tablón (Veta Tablón) T ablón) y fundamentalmente Vizcaya-Nicole (Veta Vizcaya). La estadística aplicada aplicada permitió elaborar para cada uno de estos sistemas histogramas en función de la frecuencia de datos de cada muestra y su rango de valor medio de temperatura de homogenización (Th), salinidad (%pesoNaCleq) y temperatura de fusión final del hielo (Tm). Además, se correlacionó la información y se graficaron curvas de Th, Tm, salinidad y de paleoprofundidades para la representativa Veta Vizcaya del distrito. Por limitación de acceso a los niveles inferiores, en la Veta Abundancia del sistema Portovelo se investigó sólo el nivel 3 (570 ms.n.m). Las muestras para las IF de esta veta fueron tomadas en sitios representativos con estructura bandeada y maciza, y textura de reemplazo (calcita espática). En la Veta Tablón la investigación se efectuó en el nivel A (650 ms.n.m) en sitios de estructura maciza con textura de reemplazo (calcita espática), mientras que en la Veta Vizcaya se la efectuó en la porción ubicada entre los niveles N (1.061 ms.n.m) y Q½ (1.185 ms.n.m), es decir, a lo largo de su profundidad explorada y destapada, donde sobresalen las estructuras bandeada, crustiforme-coloforme, maciza y brechosa con texturas predominantes de relleno y recristalización (Figs. 48 y 49). Para el sistema Portovelo (Veta Abundancia) la temperatura de homogenización medida para un total de 16 IF encapsuladas en qz presenta una variación entre 168° y 249° C (apéndice 27). El tratamiento estadístico de la información (según programa estadístico Microsoft Excel) indica una media de la temperatura de homogenización de 208,6° C, la cual se sitúa dentro de la moda de 200° a 210° C, que evidencia al evento térmico más importante y significativo de la población total de estas muestras (véase histograma representativo, con intervalos de clases cada 5° C, Fig. 50a). Sin embargo, los parámetros de tendencia central reflejan, aparentemente, mezcla de dos subpoblaciones. Un evento térmico de más alta temperatura en las IF de la Veta Abundancia, que insinúa una segunda población menos significativa se sitúa dentro de una moda secundaria de rango entre 220 ° y 230° C. Esta moda secundaria de temperatura de homogenización mayor refleja un evento térmico de más elevada temperatura pero con un número menor de datos. Para la temperatura de fusión final de hielo [Tm(° C)] se nota una moda principal entre -2,2° y -2° C. La media calculada por el tratamiento estadístico es equivalente a -1,51° C (Fig. 50c). No obstante, se destacan nuevamente dos subpoblaciones reflejadas en el diseño en montura de las curvas.
120
FIG. 48. Mapa de ubicación de las muestras colectadas en las vetas Abundancia y Tablón para Inclusiones Fluidas. Véase referencia general en la figura 16.
La composición salina de la fase líquida fue medida sólo en IF tipo I (L±V) de mayor tamaño, donde se pudo observar con buena resolución el congelamiento y la fusión final de la fase acuosa. En total se midieron 16 inclusiones en cinco muestras (Fig. 48), con resultados que indican una baja salinidad del agua entrampada. El rango para esta población de datos varía entre 0,7 y 4% 4 % en peso equivalente de NaCl. El tratamiento estadístico de la información total de los datos sobre salinidad indica una población con valores bajos y una media de 2,57% en peso equivalente de NaCl, valor que está dentro del rango de la moda de 2,3 a 2,7% en peso equivalente de NaCl (Fig. 50b). No obstante la gráfica de valores sugiere mezcla de poblaciones con una campana de Gauss con diseño tipo en montura y con máximas frecuencias entre 1,7 y 3,7% en peso equivalente de NaCl. Para el sistema Tablón (Veta Tablón) la temperatura de homogenización medida para un total de 13 IF encapsuladas en qz de las muestras investigadas presenta una variación entre 173° y 262° C. El tratamiento estadístico de la información (según programa estadístico Microsoft Excel) indica una media para una temperatura de homogenización de 210,47° C, la cual se sitúa dentro de la moda de 210° a 220° C, que evidencia el evento térmico más importante y significativo de la población total de datos de muestras.
121
FIG. 49. Mapa de ubicación de las muestras colectadas en la Veta Vizcaya para Inclusiones Fluidas.
122
VETA ABUNDANCIA
VETA ABUNDANCIA
30 A I C 25 N E 20 U 15 C E 10 R F 5 % 0
25 A I C 20 N E U 15 C 10 E R F 5 % 0
165 175 185 195 205 215 225 235 245 255 Th (° C)
a
0,5 0,9 1,3 1,7 2,1 2,5 2,9 3,3 3,7 4,1 4,5
b
%pesoNaCleq
VETA ABUNDANCIA 25
A I C 20 N E 15 U C 10 E R F 5 %
0 -2,5 -2,3 -2,1 -1,9 -1,7 -1,5 -1,3 -1,1 -0,9 -0,7 -0,5 -0,3 -0,1
c
Tm(° C)
FIG. 50. Histogramas de la Veta Abundancia del sistema Portovelo. a) frecuencia de datos versus temperatura de homogenización [Th(° C)]. b) frecuencia de datos versus salinidad (%pesoNaCleq). c) frecuencia de datos versus temperatura de fusión final del hielo [Tm(° C)].
Esta subpoblación define una curva de distribución normal o campana de Gauss con asimetría derecha (véase histograma, con intervalos de clases cada 5° C, Fig 51a). No obstante un evento térmico de mayor temperatura queda registrado en las IF de la Veta Tablón. Este insinúa una segunda subpoblación, aunque menos significativa, que se sitúa dentro de una moda secundaria de rango 250°-260° C. Esta moda secundaria de temperatura de homogenización mayor refleja el evento térmico más elevado y menos significativo en cuanto al número de datos detectados. Para la temperatura de fusión final de hielo [Tm(° C)] se nota una moda principal entre -1,4° y -1,2° C. La media calculada por el tratamiento estadístico es igual a -1,24° C (Fig. 51c). La composición salina de la fase líquida fue medida sólo en las IF tipo I (L±V) de mayor tamaño, donde se pudo observar con buena resolución el congelamiento y la fusión final de la fase acuosa.
123
En total se midieron 13 individuos para cuatro de las muestras, con resultados de baja salinidad. El rango para esta población varía entre 0,35 y 3,6% en peso equivalente de NaCl. El tratamiento estadístico de la información total de los datos de salinidad indica una población de valores bajos con una media de 2,11% en peso equivalente de NaCl, valor que está dentro del rango de la moda de 2 a 2,4% en peso equivalente de NaCl. Sin embargo, existe mezcla de poblaciones con un moda secundaria con promedio de 3,4% en peso equivalente de NaCl (Fig. 51b). Para el sistema Vizcaya-Nicole la temperatura de homogenización medida para un total de 62 IF (Fig. 49, Veta Vizcaya), encapsuladas en qz de las muestras investigadas presenta una variación entre 158° y 285° C. El tratamiento estadístico de la información (según programa estadístico Microsoft Excel) indica una media de la temperatura de homogenización de 236,7° C, la cual se sitúa dentro de la moda de 230° a 240° C, que evidencia al evento térmico más importante y significativo de la población total de datos analizados (véase histograma, con intervalos de clases cada 5° C, Fig 52a).
VETA TABLÓN (EMPEC)
VETA TABLÓN (EMPEC)
I 40 C N 30 E U C 20 E R 10 F % 0
25 A I C 20 N E U 15 C E 10 R F 5 % 0
165 175 185 195 205 215 225 235 245 255 265
Th(° C)
a
0.2 0.6 1 1.4 1.8 2.2 2.6 3 3.4 3.8
b
%pesoNaCleq
VETA TABLÓN (EMPEC) 40 A I C N 30 E U C 20 E R 10 F % 0 -2,3 -2,1 -1,9 -1,7 -1,5 -1,3 -1,1 -0,9 -0,7 -0,5 -0,3 -0,1
c
Tm(° C)
FIG. 51. Histogramas de la Veta Tablón del sistema Tablón. a) frecuencia de datos versus temperatura de homogenización [Th(° C)]. b) frecuencia de datos versus salinidad (%pesoNaCleq). c) frecuencia de datos versus temperatura de fusión final del hielo [Tm(° C)].
124
Un evento térmico de menor temperatura en las IF de la Veta Vizcaya, que insinúa una segunda población menos significativa se sitúa dentro de una moda secundaria de rango 160°-170° C. Esta moda secundaria de temperatura de homogenización menor refleja al evento de temperatura más baja y menos significativo en cuanto al número de datos. Para la temperatura de fusión final de hielo [Tm(° C)] se nota una moda principal entre -1,2° y -1° C. La media calculada por el tratamiento estadístico es -1,43° C (Fig. 52c) y una secundaria en -2,1° C corrobora la hipótesis planteada en el párrafo precedente. La composición salina de la fase líquida fue medida sólo en las IF tipo I (L±V) de mayor tamaño, donde se pudo observar con buena resolución el congelamiento y la fusión final de la fase acuosa. En total se midieron 62 individuos para veinte y dos de las muestras, con resultados que indican una relativa baja salinidad para el sistema. El rango para esta población varía entre 0,3 y 4,8% en peso equivalente de NaCl. VETA VIZCAYA
VETA VIZCAYA A I C N E U C E R F %
A I 20 C N 15 E U 10 C E R 5 F % 0
25
20
15
10
5
0
155 165 175 185 195 205 215 225 235 245 255 265 275 285 295
0.3
0.9
1.5
2.1
2.7
3. 3
3.9
4. 5
5.1
%pesoNaCleq
Th(° C)
a
0
b VETA VIZCAYA
A I 25 C 20 N E U 15 C E 10 R F 5 % 0
-3,1 -2,9 -2,7 -2,5 -2,3 -2,1 -1,9 -1,7 -1,5 -1,3 -1,1 -0,9 -0,7 -0,5 -0,3 -0,1 0,1
c
Tm(° C)
FIG. 52. Histogramas de la Veta Vizcaya del sistema Vizcaya-Nicole. a) frecuencia de datos versus temperatura de homogenización [Th(° C)]. b) frecuencia de datos versus salinidad (%pesoNaCleq). c) frecuencia de datos versus temperatura de fusión final del hielo [Tm(° C)].
125
El tratamiento estadístico de la información total de los datos de salinidad señala una población de valores con una media de 2,37% en peso equivalente de NaCl, valor que está dentro del rango de la moda de 1,8 a 2,4% en peso equivalente de NaCl (Fig. 52b). Sin embargo, el diseño sugiere mezcla de poblaciones ya que su forma se aparta de una campana de Gauss estricta. Sobre la base del tratamiento estadístico aplicado al estudio de IF de los sistemas mineralizados seleccionados del distrito, se desprende que la temperatura media de homogenización más alta se observa en la Veta Vizcaya. Esta veta se localiza en la zona central del distrito en la segunda serie en echelón de los sistemas mineralizados. La veta Tablón, se localiza en la zona periférica y tiene la temperatura media de homogenización más baja así como su salinidad. Por lo tanto, existe un decrecimiento gradual en la salinidad en conjunto con el enfriamiento progresivo, lo que puede interpretarse que se se debe a un influjo gradual de aguas meteóricas dentro del sistema de circulación hidrotermal. Esta interpretación es consistente con la de Van Thournout et al . (1996), quienes efectuaron análisis microtermométricos sobre inclusiones fluidas de 9 muestras provenientes de los sulfuros polimetálicos de Portovelo, y en sus resultados indican un decrecimiento gradual de las temperaturas de homogenización desde 350°-250° C hasta 220°-200° C, que está acompañado por la disminución gradual en salinidad de las soluciones acuosas desde 15 hasta 5% en peso equivalente de NaCl. C3.4 - CORRELACIÓN DE DATOS A PARTIR DEL ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS
La figura 53 expresa el diagrama de salinidad (%pesoNaCleq) versus temperatura de homogenización [Th(° C)] para toda la población de datos estudiados. Sin embargo, dado la variabilidad en salinidad observada para una misma IF se aplicó el concepto de Hedenquist y Henley (1985b), graficando para cada IF el valor medio de temperatura y el rango de salinidad (Figs. 53 y 54). Esta mecánica permite establecer mezcla de poblaciones así como interpretar mecanismos a los que responden (Hedenquist y Henley 1985b). En la gráfica de la figura 55 se puede apreciar la tendencia del sistema VizcayaNicole. Si se compara los parámetros salinidad (%pesoNaCleq) con los de temperatura de homogenización [Th(° C)], se puede establecer que existen 3 relaciones, una reflejada por la curva A, en donde se comprueba una relación directa que a mayor salinidad mayor temperatura y viceversa. La disminución de la salinidad con la temperatura indica según Hedenquist y Henley (1985b) dilución. La relación definida por la curva B sugiere ebullición a partir de un sistema rico en gas y que pierde vapor y la curva C indica una nueva ebullición desde un sistema con poco gas y que concentra sales debido a la pérdida de vapor. Así mismo se calculó, mediante med iante las curvas de punto de ebullición del diagrama de Hass (1971), la profundidad de ebullición (Fig. 56) en base a la presión establecida para cada valor valor medio (véase (véase Tablas 3, 4 y 5) y se graficaron curvas de isovalores de temperatura, salinidad, y de paleoprofundidad (Figs. 57, 58, 59 y 60).
127
a
b
c FIG. 54. Diagrama de valor medio de temperatura de homogenización [Th(° C)] versus rango de salinidad (%pesoNaCleq). a) Veta Abundancia. b) Veta Tablón (Empec). c) Veta Vizcaya.
128
FIG. 55. Diagrama que indica la tendencia del sistema Vizcaya-Nicole en una relación directa entre el rango de salinidad (%pesoNaCleq) y el valor medio de temperatura de homogenización [Th(° C)]. A = dilución con enfriamiento, B = ebullición de un fluido rico en gas, C = enriquecimiento en soluto por pérdida de vapor en un sistema que ebulle con poco gas, O = fluido parental con CO 2, H2O, NaCl.
En los sitios donde las rocas andesíticas presentaban mayor debilidad estructural, se interpreta que la presión de fluidos venció a la presión litostática y a la cohesividad de las rocas, generando mediante brechamiento, conductos tubulares para el escape de las soluciones. Según lo formulado por Pirajno (1992), las barreras impermeables pueden tener un papel importante en el aumento de la presión de fluidos. En el caso de los depósitos del distrito Zaruma-Portovelo, las barreras impermeables están dadas por el sellamiento del sistema a partir de la precipitación de minerales hidrotermales en fracturas y poros del e2, fundamentalmente por silicatos, sin embargo, fueron vencidas en el e3.
129
a
b
c FIG. 56. Cálculo de profundidad de ebullición de las muestras estudiadas con ayuda del diagrama de Hass (1971). a) Veta Abundancia. b) Veta Tablón (Empec). (Empec). c) Veta Vizcaya.
130
FiG. 57. Mapa de temperatura de homogenización [Th(° C)] de la Veta Vizcaya.
131
FIG. 58. Mapa de temperatura de fusión final del hielo [Tm(-° C)] de la Veta Vizcaya
132
FIG. 59. 59. Mapa de salinidad (%pesoNaCleq) de la Veta Vizcaya.
133
FIG. 60. Mapa de paleoprofundidades de ebullición de la Veta Vizcaya
134
FIG. 61a
FIG. 61. Mapa geológico de los niveles principales y localización de zonas de brecha hidráulica negra en sitios de variación térmica de la Veta Vizcaya. Ampliación de la documentación geológica de los niveles principales y sección A-B en figuras 61a, 61b y leyenda.
135
FIG. 61a. Documentación geológica de los niveles principales de la Veta Vizcaya.
40° 45°
60°
50°
Continúa en página sigui ente… ente…
136
…Viene de página precedente FIG. 61b. Sección geológica A-B, indicada en la figura 61, que muestra las zonas de brecha negra freatomagmática. freatomagmática.
O?Pv
O?Pv
Continúa en página sigui ente… ente…
137
…Viene de página precedente
En la porción de la corteza situada por debajo de la barrera impermeable del e2, los fluidos se encontraron en un sistema cerrado y tendieron a incrementar la presión del fluido. Bajo estas condiciones, los fluidos se acumularon debajo de la barrera impermeable, hasta producir el fracturamiento hidráulico en los sitios de mayor debilidad estructural. Como consecuencia, se fomaron las brechas negras que se convirtieron en los sitios dominantes de depositación del mineral metalífero: Au 2, ptz1 y el1, y demás minerales del estadio e3, los cuales formaron el clavo Vizcaya y precipitaron en el rango de temperatura desde 200° hasta 250° C, y a partir del enfriamiento rápido vinculado a la repentina despresurización por brechamiento del sistema. Este fenómeno se produjo cuando la presión de fluidos excedió a la presión litostática y la fuerza de cohesión de las rocas, y dio lugar al brechamiento de la barrera mediante fracturas que se propagaron hacia la superficie. La caída abrupta de presión asociada al brechamiento, involucró una caída térmica de magnitud semejante (Barnes 1997), que redujo notablemente la solubilidad de los diversos componentes de minerales provocando su precipitación. El enfriamiento como mecanismo de depositación (véase Figs. 37 y 55) de los sulfuros y mineral metálico rentable (Au 1 y Au2), se prueba mayoritariamente para los estadios e2 y e3. La temperatura del fluido parental con CO 2, H 2O, NaCl (rico en gas) calculada en 290° C al descender hasta 190° C produjo, junto a la pérdida de gas, la ebullición e inmediata depositación de los materiales señalados (véase incisos C1.4.1 y C3.4). Este mecanismo probablemente operó también durante la formación de las brechas hidráulicas.
138
C4 - ESTUDIOS ISOTÓPICOS C4.1 - ISÓTOPOS ESTABLES
El estudio de los isótopos estables de S es una excelente herramienta para conocer la procedencia de los fluidos y elementos formadores de minerales, sulfuros y sulfatos, así como los procesos de interacción fluido-roca. Un mismo elemento, definido por su número atómico, puede tener diferente número de neutrones, y por tanto diferente peso atómico. Los átomos con el mismo número atómico pero con diferente peso atómico se denominan isótopos ("igual lugar") (Guerrero y Berlanga, 2007). Expresado de otra manera, los isótopos son formas de un mismo elemento que tienen igual cantidad de electrones y protones pero distinto número de neutrones y, por lo tanto, distinta masa. En particular los isótopos estables son aquellos que no se transforman por decaimiento radioactivo y sus contenidos totales en el planeta (considerado como un sistema cerrado) son prácticamente constantes a lo largo del tiempo. En este hecho radica su gran potencial para caracterizar distintas substancias. Dentro del grupo de isótopos estables, los que se utilizan frecuentemente en el estudio de yacimientos hidrotermales son los de oxígeno, hidrógeno, azufre y carbono. Las composiciones isotópicas se basan en la discriminación isotópica de un elemento o relación existente entre el isótopo pesado y el ligero respecto a un patrón de referencia de composición conocida. con ocida. A esta relación se la denomina δ, δ, enriquecimiento o contenido isotópico relativo y se expresa en por mil (‰), como: δ (‰) = [(R = [(R A-Rstd)/Rstd] x 1000
(8)
donde R A y Rstd son la relación isotópica o de abundancia absoluta de la muestra y del estándar respectivamente, es decir, R es la cantidad de isótopo pesado dividida por la cantidad del ligero, tanto en la muestra, " A", como en el estándar, "std", y se expresa en moles: moles R A = moles isótopo pesado de la muestra A isótopo ligero de la muestra A moles Rstd = moles isótopo pesado de la muestra std isótopo ligero de la muestra std La utilidad de los isótopos estables tiene su fundamento en el principio de fraccionamiento isotópico [Δ [ Δ (1-2)]; esto significa en la distribución desigual (o particionamiento) de los isótopos de un mismo elemento entre las fases involucradas en una reacción química, por ejemplo: fluido-mineral o mineralmineral.
139
Δ (1-2) = δ1 - δ2 = 103 lnα lnα(1-2)
(9)
donde 1 y 2 son las fases involucradas. El fraccionamiento isotópico depende además de la temperatura temperat ura y se calcula a partir del factor de fraccionamiento α entre las fases que coexisten: α (1-2) = R1/R2
(10)
donde R1 y R2 son las relaciones isotópicas de las fases 1 y 2 respectivamente. Al poner la ecuación (9) en función de las composiciones isotópicas de ambos componentes, queda la siguiente expresión: Δ(1-2) = δ1 - δ2 = 103 lnα lnα(1-2) = A(1-2) x 106 / T2 + B(1-2)
(11)
donde T es la temperatura expresada en grados Kelvin y A (1-2)-B(1-2) son las constantes propias del par de fases 1 y 2. Entonces, conociendo la temperatura y las ecuaciones de fraccionamiento para los pares de fases involucrados (véase en Field y Fifarek, 1985) se puede calcular la composición isotópica del elemento en el fluido que lo depositó. Con el fin de cumplir con el objetivo investigativo de la tesis y de corroborar los resultados obtenidos por otros autores tales como Vikentyev et al . (2005) en el yacimiento representativo del distrito, Vizcaya, se aplicó esta línea de trabajo a partir del análisis de la composición isotópica del azufre en muestras de mineral, la cual se expresa como como δ34S y define la la relación entre el isótopo pesado de azufre 34 32 S y el ligero S respecto al estándar CDT o patrón de referencia de Troilita (FeS) del meteorito de hierro del Cañon del Diablo, Arizona, EE.UU, para la composición isotópica del azufre. Para este estudio se seleccionaron dos muestras (V9 y 8B) que representan las dos etapas fundamentales de la evolución del sistema hidrotermal y depositación de oro (estadios e2 y e3, respectivamente) y por lo tanto permiten establecer una correlación clave con los datos obtenidos por Vikentyev et al . (2005). El material se envió al laboratorio Actlab’s de Canadá ( Activation Activation Laboratories Ltd. L td. of Canada) para su procesamiento mediante la técnica de espectrometría de masas con plasma acoplado inducctivamente o ICP-MS ( Inductively coupled plasma-Mass spectrometry ). ). Los valores de δ 34S mineral reportados por el laboratorio se indican en la Tabla 6. 6. La muestra V9 de la cual se aislaron 3 g de gn 1, refleja el estadio e2 y la depositación de sulfuros junto con oro durante episodios múltiples de extensión y relleno asociados con sitios dilatantes. Para obtener los valores isotópicos del fluido en equilibrio se empleó a partir de las fórmulas planteadas una temperatura de 235,8° C, la cual corresponde al valor medio calculado mediante los datos obtenidos en el estudio de inclusiones fluidas en la muestra (véase inciso C3).
140 Tabla 6. 6. Contenidos de δ34S determinados en minerales de la Veta Vizcaya, correspondientes a las muestras V9 (gn 1 en veta de qz del e2) y 8B (py 3 en brecha negra del e3).
Muestra V9 8B
Estadio e2 e3
Mineral gn1 py3
S% 4 34
δ Smineral‰ 3,1 2,1
T (° C) 235,8 238,3
δ Sfluido‰ 5,614 0,579
De la muestra 8B se extrajeron para el análisis 4 g de py 3 coeval de sph 2 color caramelo y la información contribuye con el estudio del estadio e3 y una etapa de brechamiento freatomagmático con neodepositación de oro. La temperatura empleada corresponde a 238,3° C, valor medio calculado para la muestra mediante el estudio de inclusiones fluidas. Las composiciones isotópicas calculadas de 34SH2S(aq) del fluido a partir del cual precipitaron estos minerales (Tabla 6) orientan hacia una fuente hidrotermal que transportó azufre de origen ígneo según contenidos presentados por Ohmoto and Rye (1979). Estas composiciones son homogéneas entre sí y similares al valor del S en el manto superior y en sulfuros de rocas graníticas derivados de procesos magmáticos (Hoefs, 1987). Los valores de la composición isotópica de 34SH2S(aq), en sulfuros de mena de la Veta Vizcaya, son coherentes con los datos de Vikentyev et al . (2005), que varían entre -1,7 -1,7 y 4.1‰ CDT. CDT. Se interpreta que estas pequeñas variaciones de 34SH2S(aq) en sulfuros, son producto de inyección del azufre a los fluidos hidrotermales, desde una fuente homogénea única constituida por una cámara magmática sub-superficial y/o variaciones en el estado de oxidación de la fuente o incorporación de azufre reducido por acción bacterial próximo a superficie. El moderado contenido isotópico del oxígeno en cuarzo [δ [ δ18Oqz(aq)] (-2 y 0‰ 0 ‰, 18 Vikentyev et al . 2005) y en calcita [δ [ δ Ocal(aq) ] (+3‰ (+3‰, Van Thournout et al . 1996) de acuerdo con Campbell Campbell y Larson (1988), revelarían un probable acercamiento a una fuente de aguas meteóricas, las que se podrían vincular además con la formación de la brecha freatomagmática. C4.2 - ISÓTOPOS INESTABLES
Los isótopos de plomo son una herramienta poderosa para trazar las fuentes del metal en los depósitos minerales puesto que el plomo aproxima el comportamiento de los metales que lo acompañan (ej.: Zn, Cu, Au, Ag) en la mayoría de las soluciones hidrotermales ricas en metal-base (Tosdal et al . 1999).
141
El conocimiento de las composiciones isotópicas de rocas de recurso potencial en un distrito mineral es fundamental para los modelos metalogénicos basados en el las composiciones del isótopo de plomo para minerales de mena. La fiabilidad de los modelos depende del muestreo adecuado y sistemático, y establecimiento de las composiciones del isótopo de la fracción de las rocas encajantes lixiviadas por fluidos hidrotermales (Chiaradia y Fontboté 2003). Aunque no se generaron datos propios sobre isótopos de plomo en la presente investigación, varios estudios sugieren que los isótopos de plomo de las rocas ígneas de los Andes reflejan la composición del basamento subyacente (Davison and de Silva 1992; Aitcheson et al . 1995). Las posibles fuentes minerales para depósitos minerales epitermales de Au-Ag en el distrito Zaruma-Portovelo, han sido determinadas mediante la técnica de análisis isotópicos de Pb de los minerales de mena de muestras provenientes de la Veta Vizcaya Vizcaya de la Mina BIRA, Portovelo y Muluncay (Chiaradia, pers. comm. a Bonilla 2009, apéndice 14). Las señales de isótopo de plomo, obtenidas por Chiaradia et al . (2004) de py y gn representan composiciones de plomo ordinario, puesto que los sulfuros sulfuros usados son ricos en este elemento, y se asume que han sido adquiridas de py 3 y gn2 del estadio e3 de esta investigación. El Pb de las galenas es menos radiogénico, sugeriendo una probable perturbación de los granitoides de la región Zaruma-Portovelo a través de los procesos hidrotermales y las composiciones isotópicas de Pb de las mismas se encuentran entre aquellas de las rocas volcánicas (Serie Muluncay; Billingsley 1926) y los granitoides (Galarza et al . 1999, apéndice 10). Las menas de los sistemas investigados son isotópicamente homogéneas y tienen composiciones que solapan a las de las rocas magmáticas asociadas. Debido a la coincidencia entre la roca magmática y las señales de mena, la homogenización probablemente se originó dentro del magma antes de la emisión del sistema hidrotermal. Es decir, las señales homogéneas sugieren que el plomo movilizado de las rocas del basamento fue homogeneizado con el plomo magmático antes de su participación durante la precipitación en los minerales de mena (Chiaradia et al . 2004). La introducción de Pb del manto se efectúa por adición de magma a la corteza, mientras que la introducción cortical consistiría, dentro de la mayoría de los depósitos magmáticos relacionados, en la introducción de plomo desde el basamento, y asimilado por el magma antes de ser derivado a los fluidos de mena, y, en una menor extensión, en el plomo proveniente de la roca-basamento, que ha sido lixiviado por fluidos hidrotermales (Chiaradia et al . 2004).
142
C5 - PROPUESTA DE MODELO METALOGENÉTICO El modelo metalogénico aquí propuesto da una explicación posible de cómo se generaron los sistemas mineralizados del distrito Zaruma-Portovelo, sobre la base del conjunto de características geológicas definidas, tales como: morfología, dimensiones, relaciones petrológicas y estructurales, asociaciones mineralógicas y datos analíticos derivados de ellas, tales como los de inclusiones fluidas, isótopos estables, entre otros. El modelo abarca condiciones en que se desarrollaron los procesos conductores a la generación de los yacimientos, y trata por separado el ambiente de formación (véase inciso C5.1), origen de los fluidos y metales (véase inciso C5.2), mecanismos de transporte y depositación de los minerales (véase inciso C5.3), tipología del yacimiento comparado con otros modelos genéticos (véase incisos C5.4 y C5.5), y finalmente se describe la evolución genética propuesta para las mineralizaciones de Zaruma-Portovelo (véase inciso C5.6). C5.1 - AMBIENTE DE FORMACIÓN
Los depósitos minerales de Au-Ag y sulfuros de metales base (Fe, Cu, Pb, Zn) del distrito Zaruma-Portovelo se han formado en la corteza del Terreno Chaucha, durante la actividad del arco continental magmático del Terciario Superior. El volcanismo subaéreo en este arco, del sector SO de Ecuador, durante el Eoceno Superior, permitió la formación de productos calco-alcalinos, afectando al basamento de rocas metamórficas del Terreno Chaucha. Estos productos integran flujos de ceniza de composición riolítica a dacítica con participación de lavas de composición andesítica a basalto-andesítica de texturas masiva y porfírica, que pertenecen al Grupo Saraguro, cuya edad de 38 Ma (Eoceno Superior) está definida al N del distrito por Dunkley y Gaibor (1997). En la comarca estudiada, el grupo indicado involucra la Unidad Portovelo que define un amplio registro de la actividad magmática plutónica y volcano efusiva terciaria y está integrado por las tres Series de Billingsley (1926): Muluncay, Portovelo y Faique. La edad establecida para esta unidad es de 28,4 a 21,5 Ma (Oligoceno alto a Mioceno muy temprano; Dunkley y Gaibor 1997); no obstante, Chiaradia et al . (2004) precisan una edad de 25 Ma para las andesitas mineralizadas en la región S del distrito, y discriminan una etapa de mineralización de estilo pórfido de Cu entre los 32 y 12 Ma y otra, parcialmente sobreimpuesta, para la mineralización filoneana de estilo epitermal Au-Ag entre los 21 Ma y 10 Ma, destacando intrusivos aislados de ~32 Ma. Stocks dioríticos y granodioríticos, diques y mantos riolíticos de la comarca se agrupan en la edad K/Ar de 15,3 ± 0,5 Ma (Van Thournout et al. 1996). No obstante, la edad de las rocas de la Serie Muluncay es de 48 ± 12 Ma y de los
143
granitoides El Prado, Moromoro y Marcabelí de la región Zaruma-Portovelo es de 211 ± 26 Ma (Galarza et al . 1999). Se interpreta que la mineralización de estilo pórfiro de Cu, relacionada con el pórfiro El Poglio, localizado al NE del sistema Minas Nuevas-Muluncay, es consecuencia del régimen distensivo que desarrolló un volcanismo de intraplaca próximo al margen continental entre los 32 y 12 Ma. Mientras que la mineralización filoneana de estilo epitermal-Au, Ag, en este mismo régimen bimodal, se desarrolló alrededor de 48 ± 12 Ma. La información geoquímica disponible señala tanto para la Unidad Portovelo una afinidad calco-alcalina (Pratt et al . 1997) como para los granitoides de la región Zaruma-Portovelo (Loyola 1996) con características análogas a las observadas en el magmatismo plutónico andino de arco continental. En el distrito el estado de esfuerzo que gobernó la formación de los depósitos tuvo un carácter distensivo regional con movimientos transcurrentes de las fallas PiñasPortovelo y Puente Buza-Palestina, que dieron lugar a la circulación de magmas riolíticos-andesíticos de la Serie Portovelo y posteriormente a las fracturas tensionales en la zona de cizalla dilatacional, tratadas en B3.2. Es probable, que las condiciones de esfuerzo fueran favorecidas por la presión de fluidos hidrotermales y perturbaciones térmicas y tectónicas derivadas de las intrusiones cercanas (ej.: pórfiro El Poglio). La zona dilatacional promovió la apertura de estructuras de direcciones NNO-SSE (juntas de cizallamiento conjugadas derechas o cizallas Riedel R sintéticas); fracturas extensionales N-S a NO-SE y estructuras subordinadas de rumbo NNESSO (juntas de cizallamiento conjugadas izquierdas o cizallas Riedel antitéticas R’) par a un ambiente frágil a frágil-dúctil de la corteza, permitiendo la circulación de los fluidos hidrotermales mineralizantes del estadio 2 y posteriormente, la formación por brechamiento, de los conductos que canalizaron a los fluidos del estadio 3. Es decir, el ambiente donde se generaron los depósitos hidrotermales estuvo dominado por una reología frágil-dúctil. En respuesta a la propagación del sistema de fallas que hospedan los filones cercanos, relativamente, al cuerpo intrusivo soterrado de forma irregular (pórfido El Poglio) se formaron los duplexes que alojan a la mineralización (Rhys y Lewis 2004). Las profundidades de emplazamiento determinadas según el diagrama de Hass (1971) están comprendidas entre 650 ms. n. m. y 130 ms.n.m (véase inciso C3.4). Las profundidades de las vetas Tablón y Abundancia están restringidas a los datos obtenidos en un único nivel, no obstante, sobre la base de estos datos y de los de la Veta Vizcaya, se propone un ambiente somero (~ <1km) durante la formación del distrito mineralizado. Los rasgos estructurales y texturales encontrados en las vetas de los sistemas mineralizados avalan esta información.
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Los diferentes aspectos geológicos relacionados con los depósitos, convergen también a condiciones de formación de los depósitos en un ambiente somero. Ellos están reflejados en las características de los fluidos hidrotermales (fluidos acuosos con salinidad <4%), la presencia de vetas y brechas relacionadas con mecanismos de relleno, una alteración hidrotermal dominante del tipo propilítica a argílica y un comportamiento reológico de materiales acorde con el modelo Riedel. C5.2 - FUENTE DE ELEMENTOS
Para considerar las distintas fuentes de fluidos y metales, y otros componentes de las soluciones hidrotermales se debe tener presente que la composición, proveniencia y recorrido de los fluidos condicionan la incorporación de metales al sistema mineralizante. La metodología más eficaz de que se dispuso en este caso para inferir el origen de los fluidos, fue la comparación de los contenidos de isótopos estables con patrones. Este análisis se llevó a cabo en las secciones C4.1 y C4.2, de donde se desprende que los fluidos de la fase hidrotermal del evento aurífero evolucionaron desde una composición magmática hacia términos que se re-equilibraron con aguas meteóricas. Las relaciones isotópicas de 34SH2S(aq) que caracterizan a los fluidos hidrotermales, no admite duda aparente acerca de una proveniencia desde una fuente homogénea única hidrotermal constituida por una cámara magmática subsuperficial, es decir, una fuente que suministró azufre de origen ígneo (Ohmoto and Rye 1979) a los fluidos acuosos con salinidad <4%, al menos en torno a la temperatura 290° C. Esta temperatura apunta al punto de proyección del fluido parental con CO 2, H2O, NaCl (véase Fig. 55). Se aclara que, aunque no se encontró el componente CO 2 en el estudio de IF, la presencia de calcita espática en el sistema avala su participación en el sistema acuoso. En el caso del estadio e2, pobre en sulfuros (con pequeñas cantidades subordinadas de gn1) junto con Au 1, sobre la base de los valores de 34SH2S(aq) calculados para el fluido (véase inciso C4.1), la fuente del azufre sugiere un origen magmático por lixiviación de las rocas de caja de los depósitos. Las bajas cantidades de azufre magmático se vieron entonces reforzadas por un considerable aporte desde la corteza, durante episodios múltiples de extensión y relleno asociados con sitios dilatantes, episodios de crack seal e e intervención de alteración propilítica. En el caso del estadio e3, rico en sulfuros (sph 2, gn1, py3, cp1, tn1-th1) junto con Au2, ptz1 y el1, la fuente del azufre resulta de la movilización desde las rocas del basamento y homogenización con plomo magmático. Durante este estadio se produjo la introducción de aguas meteóricas (Campbell y Larson 1988) en la etapa de brechamiento freatomagmático y neodepositación de oro (Au 2, el 1) y durante la alteración argílica intermedia a argílica.
145
El volumen de mineral depositado por este estadio fue elevado en relación con el del estadio precedente (véase Fig. 28) lo cual permite sugerir que el volumen de los fluidos también se incrementó y/o que las condiciones de precipitación fueron favorables con generación de suficientes microestructuras capaces de albergar la mineralización. En lo que respecta al origen de los metales para esta etapa tiene gran trascendencia la solubilidad de Cl en las soluciones. La presencia del ligante Cl propició la presencia de complejos clorurados que solubilizaron y transportaron los metales de origen magmático sub-superficialmente (Cu, Zn, Fe) y los de proveniencia de las rocas del basamento (Au, Ag, Pb, Cu, Fe) en un medio aparentemente oxidante. La depositación de sulfuros a partir de complejos clorurados se ejemplifica a través de la siguiente ecuación (Seward 1973): MeCl2(aq) + H2S(aq) = MeS (s) + 2H+ + 2Cl-
(12)
En particular, el transporte de Au mediante complejos clorurados pudo desarrollarse según la siguiente ecuación que rige su comportamiento (Seward 1973): AuCl2-(aq) + 1/2H2O = Au (s) + H+ + 2Cl- + 1/4O 2
(13)
Otro de los ligantes que debe ser considerado por su capacidad de transportar grandes cantidades de Zn (elemento abundante en el área) es el ión complejo hidrosulfuro (HS-), de acuerdo con la siguiente ecuación (Seward 1973): Me(HS)3-(aq) + H+ = MeS(s) + 2H2S(aq)
(14)
Los complejos sulfurados demuestran una mayor capacidad de transporte para el Au que los complejos clorurados en condiciones de d e T° moderada a baja (<350° C). Romberger (1982, 1983, 1984), indica que la reducción es un mecanismo además muy eficiente para la depositación de Au transportado como complejo bisulfurado. El ligante bisulfuro (HS) 2-, probablemente solubilizó al Au 1 y Au 2 en condiciones de un pH neutro (o variable entre 3 y 10), mediante la siguiente ecuación (Seward 1973): Au(HS)2-(aq) + 1/2H2O + H+ = Au(s) + 2H2S(aq) + 1/4O 2(g)
(15)
C5.3 - TRANSPORTE Y DEPOSITACIÓN
El transporte y la depositación, en sistemas dominados por fluidos hidrotermales, están gobernados desde un punto de vista químico por la solubilidad de los elementos formadores de minerales.
146
Si bien en el inciso anterior se abordó parcialmente este aspecto, a continuación se ampliará su tratamiento, teniendo en cuenta además los posibles mecanismos de depositación. Al respecto, la mezcla de fluidos que produjo dilución por interacción del fluido juvenil con agua freática provocó aparentemente, la brusca ebullición, brechamiento, enfriamiento de soluciones y precipitación de elementos junto con material molido y fragmentado de roca (brecha freatomagmática). El transporte tiene lugar en condiciones de solubilidad relativamente elevada y la depositación se produce cuando, por alguna causa, la solubilidad disminuye. El descenso de la solubilidad de elementos metálicos se ocasiona, fundamentalmente, por desestabilización de los complejos, como respuesta a cambios físico químicos experimentados por las soluciones hidrotermales (Pirajno 1992). Dichos cambios pueden estar dados por: 1) 2) 3) 4) 5)
variación de pH variación de presión variación de temperatura dilución variación de condiciones de oxidación-reducción
Con frecuencia, varias de las mencionadas modificaciones físico-químicas en los fluidos se producen en forma simultánea, y pueden estar asociadas a procesos diversos, no excluyentes entre sí, entre los cuales se destacan: 1) 2) 3) 4)
reacción entre fluido y roca de caja cambio de permeabilidad ebullición mezcla de fluidos
El análisis cualitativo se centra en los estadios e2, e3 y e4 por ser los responsables del 84% del material depositado durante la fase hidrotermal (véase Fig. 28). Así mismo, la solubilidad de un metal está definida por la suma de las concentraciones de cada una de las especies disueltas de ese metal en una solución equilibrada con un mineral que lo contenga. Por lo tanto, la solubilidad de un determinado metal proporciona un valor máximo para la cantidad de ese elemento que un fluido equilibrado puede transportar (Wood y Samson 1998). Las solubilidades necesarias para concentrar un mineral de mena, sólo pueden ser alcanzadas si los iones metálicos forman complejos. En el caso del distrito Zaruma-Portovelo se asume que las condiciones físicoquímicas definidas en las secciones precedentes, especialmente, para los estadios e2 y e3 son las que determinaron la depositación, es decir, una solubilidad relativa, lo suficientemente baja como para que precipiten los minerales hidrotermales en proporciones significativas.
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Las características geológicas de los depósitos sugieren que tres mecanismos habrían actuado en el distrito: enfriamiento, variación de presión y aumento de pH, donde el aumento del pH jugó el rol preponderante. El descenso de la presión, luego de un aumento significativo localizado y el enfriamiento sólo fueron dominantes en las zonas de brecha y subordinados en vetas y depósitos de relleno a partir del sellado de fracturas ( crack and seal ). ). A continuación se considera la intervención de los distintos cambios físicoquímicos enumerados anteriormente, como posibles mecanismos de depositación durante el evento hidrotermal: 1) incremento de pH: La alteración penetrante pervasiva de las rocas de caja (silicificación + sericitización + propilitización), desarrollada en torno de la Veta Vizcaya, atribuida mayormente a los estadios e2 y e3 indica que la interacción fluido-roca de caja fue un proceso relevante. Las principales reacciones involucradas en este proceso son la de hidrólisis de los minerales máficos (Lindsay 1995), plag (Hemley y Jones 1964) y feldespato (Pirajno 1992), expresadas en las reacciones (1), (3) y (4) del inciso C1.3: 2KFe3 AlSi3O10(OH)2 + 4H+ + 6Mg2+ = (Mg,Fe) 5 Al2Si3O10(OH)8 + 3SiO2 + 2K+ + Fe2+ bt
2+
chl
qz
+ Mg
(1)
0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAlSi3O10(OH)2 + 1.5 Na + + 0.75Ca2+ + 3SiO 2 (3) plag (andes)
ill/ser
3KAlSi3O8 + 2H+(aq) = KAl3Si3O10(OH)2 + 6 SiO2 + 2K+(aq) (aq) ad
ill
qz
(4)
qz
La progresión de estas reacciones para producir qz, ill/ser ocasiona una considerable reducción de la acidez (aumento del pH). Se supone que el pH de las soluciones originales era menor al determinado para las condiciones de depositación de las asociaciones de los estadios e2 y e3 (pH entre 3,5 y 5,8). El comportamiento de la sílice ante estos cambios de condiciones es diferente, pero de todas maneras deviene la depositación de qz. La solubilidad de este mineral en sistemas naturales está regida esencialmente por las reacciones de disolución del mineral y de la primera disociación del H 4SiO4 (Dove y Rimstidt 1994): SiO2 + 2 H20 = H4SiO4
(16)
H4SiO4(aq) = H3SiO4- + H+
(17)
148
Estas reacciones muestran que el aumento de pH incrementa la solubilidad del qz. Sin embargo, el H 4SiO4 es un ácido débil que sólo se disocia apreciablemente cuando el pH se encuentra aproximadamente 2 unidades por sobre el valor neutro (Dove y Rimstidt 1994). El aumento de pH involucra también, la desestabilización de complejos clorados (Pirajno 1992), siendo este un mecanismo probable para la depositación de los metales que pueden haber formado complejos con el Cl, tales como Cu, Fe. Consecuentemente esta desetabilización pudo haber contribuido a la depositación de sulfuros de los estadios e2 y e3, fundamentalmente. 2) Caída de presión (Ebullición): Cuando el fundido magmático sub-superficial alcanzó condiciones supercríticas de saturación en volátiles, se exsolvieron fluidos hidrotermales (líquido-vapor). La continuidad de este fenómeno generó un esfuerzo dilatacional a partir de la creciente presión de fluidos, que contribuyó a la apertura del sistema, permitiendo el escape de las soluciones y la formación de vetas durante los estadios e2 y e3. Este proceso se produjo en rocas de caja inhomogéneas, sometidas a un régimen de esfuerzos transtensivos, cuyo esfuerzo principal máximo (1) tenía dirección NO-SE a NNO-SSE (345°, véase inciso B3.2), formando los depósitos filoneanos de los estadios e2 y e3, con geometría que responde al modelo de Riedel (véase inciso B3.2), y particularmente fue efectivo en la formación de brechas mineralizadas. La caída de la presión litostática permitió el ascenso de las soluciones hidrotermales mediante el fenómeno de ebullición, que habría contribuido a disminuir la temperatura, salinidad (véase Fig. 55) y la acidez (incremento de pH de las soluciones). La disminución de la acidez probablemente se debió a que al producirse la ebullición, la mayor parte del CO 2 que pudo contener el sistema, se fraccionó hacia la fase gaseosa, reduciendo su concentración en la fase líquida. Al bajar la concentración de CO2 acuoso, también disminuyeron las concentraciones de otras especies carbónicas (H2CO3, HCO3- y CO3-2), y se consumieron los protones libres para restablecer el equilibrio a través de las siguientes reacciones y generación de cal espática: CO2(gas) = CO2(aq)
(18)
CO2(aq) + H2O = H2CO3(aq)
(19)
H2CO3(aq) = HCO3- + H+
(20)
HCO3- = CO3-2 + H+
(21)
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La precipitación de Au 1 y Au2 está controlada por la ebullición, la cual produce la separación de H2S, CO2, H2 y CH4 en la fase de vapor. En particular el oro es soluble en sistemas con H 2O-CO2 -CO y H 2O-CO2-CO-Cl y las pérdidas de CO 2 por ebullición precipitan Au + cb. Al bajar la presión del sistema, el Au 1 y Au2 también pudieron ser precipitados por incrementos del pH de la solución y pérdida del CO 2. En condiciones de ebullición, también decrece la temperatura del sistema, debido a la energía térmica que se consume para convertir agua líquida en vapor. La disminución térmica, por lo tanto, habría promovido la depositación de cuarzo (Fournier 1985) y de los sulfuros de los estadios indicados anteriormente. Las evidencias de ebullición parten además de considerar la existencia de cal espática y ad en los sistemas y las variaciones de presión registradas en sitios preferenciales a partir del estudio de IF. Las brechas freatomagmáticas, representadas por las brechas hidráulicas blanca y negra (Bonilla 2002) y vinculadas con los estadios e2 y e3, respectivamente, indican incrementos de presión respecto al estadio precedente e1. Esta presurización probablemente responde a condiciones previas del inicio del sellado del sistema que se produjo por la depositación del material del estadio e2. Según lo formulado por Pirajno (1992), las barreras impermeables pueden tener un papel importante en el aumento de la presión de los fluidos. En el caso de los depósitos del distrito Zaruma-Portovelo, las barreras impermeables están dadas por el sellado del sistema a partir de la precipitación de minerales hidrotermales en fracturas y poros del e2, sin embargo, fueron vencidas en el e3. Se considera que en la porción de la corteza situada por debajo de la barrera impermeable del e2, los fluidos se encontraron en un sistema cerrado y tendieron a migrar hacia niveles inferiores incrementando la presión de los fluidos. Bajo estas condiciones, los fluidos se acumularon debajo de la barrera impermeable, hasta producir el fracturamiento hidráulico en los sitios de mayor debilidad estructural. Este fenómeno se produjo cuando la presión de fluidos excedió a la presión litostática y a la fuerza de cohesión de las rocas, y dio lugar al brechamiento de la barrera mediante fracturas que se propagaron hacia la superficie. La caída abrupta de presión asociada al brechamiento, involucró una caida térmica de magnitud semejante (Barnes 1997), que redujo notablemente la solubilidad de los diversos componentes de minerales provocando su precipitación. Se sugiere que la precipitación de cuarzo y sulfuros atribuidos al estadio e3, es en respuesta a un enfriamiento repentino vinculado a despresurización por brechamiento. Este mecanismo implica la depositación de grandes volúmenes de material en poco tiempo. Lo que explicaría la distribución caótica de los fragmentos por ebullición y cementados en una estructura matrizsoportada, dominante en algunos sectores de las brechas.
150
3) Disminución de la Temperatura: El enfriamiento como mecanismo de depositación (véase Figs. 37 y 55) de los sulfuros y mineral metálico rentable (Au 1 y Au2), se prueba mayoritariamente para los estadios e2 y e3. La temperatura del fluido parental con CO 2, H 2O, NaCl (rico en gas) calculada en 290° C al descender hasta 190° C produjo, junto a la pérdida de gas, la ebullición e inmediata depositación de los materiales señalados (véase incisos C1.4.1 y C3.4). Este mecanismo probablemente operó también durante la formación de las brechas hidráulicas. 4) Dilución: El concepto de precipitación por dilución, está directamente relacionado con el proceso de mezcla de fluidos, que implica la interacción de al menos dos fluidos con condiciones físicas y/o químicas diferentes. Al mezclarse los fluidos cambian las condiciones del sistema pudiendo disminuir la solubilidad de algún metal a un valor por debajo de su concentración en la solución que lo transportaba, produciéndose la precipitación del mismo. Durante los estadios e2 y e3 se combinaron, probablemente, fluidos de origen magmático superficial con fluidos meteóricos, lo que pudo haber diluido la concentración de Cl - ; desetabilizando así los complejos clorados que transportaban metales (Cu, Fe, Pb, Zn y Au) y provocando la precipitación de los sulfuros atribuidos a este estadio y coparticipación en la formación de brechas freatomagmáticas. Por otro lado, la disminución de la salinidad con la temperatura indicaría dilución (Hedenquist y Henley 1985b). Esto se puede observar en la figura 55. 5) Variación de las condiciones oxidantes: Es probable que los fluidos del estadio e2 y e3 hayan experimentado un incremeto en el potencial de oxidación producido por la incorporación de los fluidos meteóricos. Esta modificación produjo la desestabilización del ligante HS - (Pirajno 1992), promoviendo la depositación de metales que posiblemente formaban complejos con esta especie (Cu, Ag, Au). C5.4 - CLASIFICACIÓN DEL DEPÓSITO
A nivel mundial, los metales preciosos como el Au-Ag, concentrados en magnitudes económicas rentables, se encuentran en los depósitos metalíferos epitermales (Au-Ag, Ag-Au, Pb-Cu-Zn-Ag ± Au) formados en niveles corticales someros, encajonados en rocas volcánicas subaéreas, en la parte superior de sistemas hidrotermales naturales, a partir de fluidos acuosos mas o menos influenciados por emanaciones volcánicas. La mayor parte de ellos se forman a temperaturas entre 150° y 300° C y a profundidades de 1 a 2 km en los arcos o retroarcos magmáticos (véase Tabla 7), y pueden ser ampliamente agrupados en depósitos de alta sulfuración ( HS),
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sulfuración intermedia ( IS) y de baja sulfuración ( LS), basados en los estados de sulfuración de sus asociaciones de sulfuros primarios (Hedenquist et al. 2000). Los sistemas en los cuales el sulfuro se encontraba en un estado de oxidación alto (+4), debido al dominio de SO 2 magmático se denominan de alta sulfuración ( HS). Actualmente, el término alta sulfuración se emplea para indicar la presencia relativa de la abundancia de la asociación de minerales, representada por enargita, luzonita, covelina y tenantita, siendo los minerales de ganga alunita, dickita, baritina, caolinita + sericita ± pirofilita. Estos minerales se encuentran en rocas silíceas lixiviadas por fluidos hipogénicos ácidos que se generan en ambientes volcánico-hidrotermales, altamente oxidantes. Los depósitos epitermales de sulfuración intermedia son ricos en sulfuros y comparten mucho de las asociaciones de los depósitos de alta sulfuración, siendo la relación de Ag:Au más alta, al menos de 10 ó 20:1, y típicamente >100:1. No obstante, si la relación es <10 y localmente <1 estos depósitos son ricos en Au. El contenido total de sulfuros puede ser altamente variable entre 1 y >10%. Los sulfuros más representativos son pirita, calcopirita, galena, esfalerita pobre en Fe, tenantita y tetraedrita. Los minerales de ganga comunes son silicatos y la sericita está ampliamente difundida (Albinson et al. 2001). Su asociación común es cuarzo + carbonato + rodonita + sericita ± adularia ± baritina ± anhidrita ± hematita ± clorita. De acuerdo con la clasificación de Hedenquist et al. (2000) y Cooke y Simmons (2000), estos depósitos integran un subtipo dentro de la clasificación o tipo de baja sulfuración. Los depósitos de baja sulfuración se caracterizan porque sus fluidos magmáticos que contienen gases reactivos disueltos, son reducidos por la reacción del fluido con las rocas de caja y por dilución con aguas meteóricas circulantes. Como consecuencia los fluidos resultan compuestos por escasa sales disueltas (principalmente NaCl) y por H 2S como la especie principal de sulfuro en estado de oxidación -2. La asociación mineral de baja sulfuración está integrada por pirita, pirrotina, arsenopirita y esfalerita rica en Fe con contenidos variables de galena, calcopirita, tenantita y tetraedrita. Los sistemas epitermales de Au-Ag y ser-ad se forman principalmente por aguas meteóricas circulantes que adquieren estado de ebullición, y que pueden interactuar con aguas magmáticas diluidas. Se caracterizan por la presencia de cuarzo bandeado, adularia, y carbonato laminado, cuarzo pseudomorfo o la comúnmente denominada calcita espática. En estos sistemas una proporción significante de la mineralización de Au, se interpreta que ha sido depositado como resultado de fluidos en circulación, que incorporaron metales desde la fuente profunda magmática o rocas del basamento. La asociación de ganga más frecuente involucra calcedonia + adularia + illita + calcita.
152 Tabla 7. 7. Clasificación de la mineralización hidrotermal relacionada con depósitos epitermales de metales preciosos (Bonilla 2004).
Tipo de mineralización
Porfídica*
Formado a Tº y P intermedia (Lindgren 1922); A. Au -Cu + qz-sulfuros generalmente Tº que la de formación de B. Au + metales base en en rocas rocas carbonáticas carbonáticas depósitos Epitermales
Mesotermal Tº >300 C
Nivel Cortical n ó i c a r u f l u S e d o d a r G
Ambiente tectónico
Subtipo
1. Au-Cu 2. Au-Cu en skarn A. Pórfido 1km 3. Au-Cu en brecha Localizada en intrusivos magmáticos y rocas 4. Au (magmas alca adyacentes (Corbett 1997) linos) B. Pórfido tipo brecha pipes de Sillitoe 1 a 2 km C. Pórfido plutónico de Mo-Cu 2 a 3 km
1 km <3 km
Epitermal T <300 C y profundidades someras
Características
Alta Sulfuración (HS) Hedenquist 1987: Estado de oxidación alto del azufre (+4) con dominio de SO 2; Hedenquist 1995: destaca la presencia de enargita, luzonita, covelita, pirita y fluidos oxidados de pH ácido. Corbett 1997: incluye todos los subtipos indicados en esta tabla
A. Au-Cu
Sulfuración Intermedia ( IS) Hedenquist et al. 2000: Características físicoquímicas del fluido intermedio entre HS y LS
A. Au-Ag ± metales base
1. Barrera porfírica estéril
ArcoRetroarco
2. Au-Cu con control estructural 3. Au-Cu con control litológico 4. Au-Cu con controles estructural y litológico 5. Híbrido (HS y LS)
A. Cercano a la fuente Baja Sulfuración ( LS) magmática porfírica Hedenquist 1987: Estado de oxidación bajo del azufre (-2), con dominio de H 2S; hospedado en sedimento Hedenquist 1995: Marca la presencia de sph, B. Au hospedado gn, cp y fluidos reducidos de pH cercano al C. Au-Ag + adularia-sericita neutro. Corbett 1997: incluye todos los de agua meteórica en subtipos indicados en esta tabla ebullición y circulación
6. Au exhalativo
1. Au-Cu + qz-sulfuros 2. Au + metales base en roca carbonática 3. qz + Au-Ag Epitermal
1. Au-Cu en brecha hidrotermal + sinter 2. Veta y stockwork de de qz-Au-Ag 3. Veta en fisura de Au-Ag
* Los pórfiros son rocas intrusivas sub-superficiales con textura porfirítica y no necesariamente cuerpos porfíricos de Au-Cu a 1 km de profundidad .
Arco
ArcoRetroarco
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Los yacimientos de baja sulfuración se forman a temperaturas relativamente bajas (<200° C) y en profundidades <250 m, en lugares cercanos a sinters de fuentes hidrotermales, por la acción de fluidos que son semejantes a las aguas de carácter reductor y pH neutro. Los datos de inclusiones fluidas de los depósitos epitermales asociados con cuarzo ± calcita ± adularia ± illita indican salinidades comúnmente <5% en peso equivalente de NaCl para depósitos de Au Ag. Son comunes las estructuras crustiforme-coloforme, brechosa y de stockwork , y las texturas de reemplazo y en enrejado laminar (lattice bladed ). ). Dado que en la gran mayoría de filones de los sistemas del distrito: -
el qz es el mineral de ganga dominante, siendo además la la única fase que se ha depositado a lo largo de toda la vida del sistema hidrotermal que involucra además calcedonia + adularia + illita + calcita; los sulfuros más representativos son pirita, calcopirita, galena, esfalerita (rica y también pobre en Fe), tenantita y tetraedrita,
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las estructuras sobresalientes son las del tipo macizo, macizo, de stockwork , crustiforme-coloforme y brechosa,
-
las texturas características son de reemplazo a partir de un enrejado laminar (lattice bladed ), ), de relleno, granular, crustiforme, con escarapela y en peine,
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la calcita en hojas (relíctica y/o pseudomorfizada) es un mineral mineral temprano que precipitó en los espacios abiertos, a partir de un fluido hidrotermal ascendente en condiciones de ebullición,
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la temperatura media de homogenización de los sistemas sistemas es entre 236,7° y 208,6° C,
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la temperatura del fluido parental con CO2, H2O, y NaCl (rico en gas) fue calculada en 290° C,
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la salinidad salinidad media fue precisada en el rango 2,4 y 2,6% en peso equivalente equivalente de NaCl,
-
las profundidades de emplazamiento fueron determinadas según el diagrama de Hass (1971) de un ambiente somero y comprendidas entre 650 y 130 metros sobre nivel del mar,
-
la composición isotópica calculada de 34SH2S(aq) del fluido hidrotremal es orientativa de una fuente de origen ígneo para el azufre,
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-
las composiciones del isótopo isótopo de plomo de los depósitos sugieren que el plomo movilizado de las rocas del basamento fue homogeneizado con el plomo magmático antes de la precipitación en los minerales de mena (Chiaradia et al . 2004), y que
-
los filones filones con Au-Ag y sulfuros de metales base (Fe, Cu, Pb, Zn), se han formado en la corteza del Terreno Chaucha, durante la actividad del arco continental magmático, con evidencias de rasgos de intraplaca del Terciario Superior, siendo la relación Ag:Au equivalente a 3:7 (<1).
se cataloga al distrito Zaruma-Portovelo dentro del tipo epitermal de sulfuración intermedia (IS), corroborando lo establecido, elementalmente por Spencer et al . (2002). C5.5 - COMPARACIÓN CON OTROS DEPÓSITOS
Sobre la base expuesta anteriormente de la clasificación del depósito ZarumaPortovelo y por los rasgos característicos en común por analogías geológicas, tales como morfología, dimensiones, relaciones petrológicas y estructurales, asociaciones mineralógicas y datos analíticos (IF, isótopos estables), se puede comparar a este depósito con los depósitos de Pachuca Real del Monte y Fresnillo en México y Creede en Colorado en base a literatura vigente. En estos depósitos, las vetas poseen un halo de illita + adularia con un pasaje hacia un nivel inferior a asociaciones con sericita y superior a propilitas. La asociación de sulfuros es simple y está compuesta de esfalerita, galena, pirita, calcopirita y tetraedrita (Dreier 1976 y McKee et al . 1992). El distrito Pachuca Real del Monte fue explotado por los españoles en el año 1550, aunque como en el caso del distrito Zaruma-Portovelo, se cree que su extracción se inició anteriormente. Una de las vetas principales es la Veta Vizcaina, que tiene cierta similitud etimológica con la Veta Vizcaya. Está totalmente encajonado en una secuencia de más de 1.000 m de espesor, representada por rocas volcánicas e hipabisales hipabisales de composición calco-alcalina, que varían de andesita basáltica a riolita. Estas rocas regionalmente están alteradas y forman una asociación propilítica con cuarzo, epidoto, clorita, adularia, albita, calcita y pirita. Cerca de las vetas la alteración hidrotermal forma envolturas de pocos metros de espesor que involucran la asociación cuarzo + adularia + pirita. La mineralización está contenida en una serie de veta-fallas de rumbo E-O, NO-SE y N-S, y se localiza en zonas dilatantes altamente fracturadas formando lentes. Las zonas productivas de minerales se encuentran en los sitios donde hay cambios en el rumbo y buzamiento de las vetas. A lo largo del distrito el mineral está distribuido en un intervalo vertical de ~800 m (2.800-2.000 ms.n.m), estableciendo un “horizonte mineralizado”.
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En algunas vetas la mineralización termina cerca de la superficie en zonas de intensa alteración argílica que comprende la asociación illita + calcita + clorita + pirita con vetas discontínuas de cuarzo y calcita. La mineralización fue depositada durante algunos episodios de relleno de espacios abiertos, formando bandas de estructura crustiforme-coloforme de cuarzo granoso fino a mediano. Los minerales comunes son qz con menor cantidad de adularia, albita, calcita, pirita, calcopirita, galena y esfalerita. Los minerales reflejan un pH reducido casi neutro y un estado de sulfuración intermedia de la solución formadora del depósito. La cantidad de sulfuros varía entre 1 y 12% dentro de las vetas. La temperatura de homogenización de los fluidos varía entre 210° y 305° C con salinidades entre 0 y 6% en peso equivalente de NaCl (Dreier 1976). La edad del la mineralización de los metales preciosos (Au-Ag) es de 20,3 Ma (McKee et al . 1992), para la fase final de depositación de minerales dentro del cinturón Mexicano de Ag y durante la última fase del volcanismo félsico dentro de la provincia ignimbrítica Sierra Madre Occidental (Camprubi et al . 2003). Los datos anteriormente mencionados son equiparables y casi similares con los del distrito Zaruma-Portovelo. C5.6 - SÍNTESIS DE LA EVOLUCIÓN
Integrando las características geológicas de los depósitos, resultados analíticos, cálculos termodinámicos y las interpretaciones realizadas se propone la siguiente evolución para el sistema epitermal Zaruma-Portovelo: Durante las actividades del arco continental magmático del Terciario Superior, en el sector SO del Ecuador y específicamente en la corteza del Terreno Chaucha, se han formado los filones mineralizados de Au-Ag y de sulfuros de metales base (Fe, Cu, Pb, Zn) del sistema. El volcanismo subaéreo del Eoceno Superior permitió los productos calcoalcalinos (flujos de ceniza de composición riolítica a dacítica con la participación de lavas de composición andesítica a basalto-andesítica de texturas masiva y porfírica) del Grupo Saraguro, que involucra a la Unidad Portovelo integrada por las Series Muluncay, Portovelo y Faique (Billingsley 1926), de edad entre 28,4 y 21,5 Ma (Oligoceno alto a Mioceno muy temprano; Dunkley y Gaibor 1997), y 48 ± 12 Ma (Galarza et al. 1999). En el intervalo entre 48 y 10 Ma un régimen distensivo regional es el marco estructural en el que se desarrolló la actividad magmática con la cual se relacionan los procesos de mineralización de estilo pórfiro de Cu en la porción NE del sistema Minas Nuevas-Muluncay (pórfiro El Poglio), y la mineralización filoneana de estilo epitermal-Au, Ag de todo el distrito, emplazados en un ambiente de intraplaca.
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Los movimientos transcurrentes de las fallas Piñas-Portovelo y Puente BuzaPalestina se vinculan con la formación de riolita y andesita de la Serie Portovelo y del pórfido El Poglio emplazados en el ambiente de intraplaca. Posteriormente, se originaron fracturas tensionales en la zona de cizalla dilatacional, y probablemente, el estado de esfuerzo de carácter distensivo regional se vió favorecido por la presión de fluidos hidrotermales y por perturbaciones térmicas y tectónicas derivadas de las intrusiones cercanas, que dieron lugar a una propagación de los sitios de discontinuidad propiciando el desarrollo del sistema de fallas que hospeda a los filones mineralizados en forma de duplexes o jogs dilatacionales. Durante los mecanismos de fraccionamiento magmático y cristalización, los elementos químicos incompatibles formadores de mena no fueron incorporados en los minerales durante su cristalización y permanecieron en la mezcla fundida hasta casi las etapas finales de la evolución magmática, concentrándose así en la fuente magmática a niveles niveles someros o sub-superficiales. Cuando la fuente alcanzó un fraccionamiento avanzado, los fundidos más diferenciados tuvieron menor viscocidad, por encontrarse enriquecidos en volátiles y se acumularon en zonas apicales y bordes del intrusivo para además migrar hacia las rocas circundantes. Estos fluidos residuales fueron responsables en su interacción con la roca de la alteración propilítica penetrante o perfusiva ( pervasive pervasive) de las variedades subalcalinas (andesita y riolita) de la Unidad Portovelo. En forma simultánea o ligeramente tardía con respecto a esta etapa, los fluidos magmáticos hidrotermales enriquecidos en complejos clorados se combinaron con Cu, Fe, Pb, Zn y Au y con fluidos meteóricos provocando la precipitación de los sulfuros y metales preciosos como Au. La incorporación de los fluidos meteóricos también produjo un incremento en el potencial de oxidación con la consiguiente desestabilización del ligante HS -, dando lugar a la depositación de metales tales como Cu, Ag, Au, que posiblemente formaban complejos bisulfurados en este estadio de la evolución. A él se vinculan además magnetita y hematita en forma de fases accesorias hipógenas comunes en las porciones crustiformes de los filones. Los contactos entre el intrusivo y las litologías permeables, y las fracturas extensionales, constituyeron vías de ascenso y canalización para los fluidos magmático hidrotermales. Así la fase hidrotermal tuvo lugar al final del episodio magmático, que perduró en el intervalo intervalo entre los 48 y 10 Ma. El hidrotermalismo comenzó desarrollando procesos de alteración propilítica perfusiva de la roca de caja de composición andesítica, sumando silicificación durante el estadio e1, y para continuar en el estadio e2 produjo gradualmente alteración argílica intermedia o subpropilítica, con formación de vetas y venillas que dieron lugar a stockworks de qzmg1 + hm1 + py1 (e1) y qzgf-gm1 + qzmg2 + py2 ± hm2 ± gn1 (e2).
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La circulación de las soluciones y generación de los depósitos transcurrió en un sistema abierto y bajo un régimen distensivo de fracturas extensionales, orientadas principalmente a 345°, que se originaron siguiendo el patrón de Riedel a partir de la zona de cizalla principal de rumbo predominante NO-SE, con un esfuerzo principal máximo (1) de dirección NO-SE a NNO-SSE NNO-SSE en un un ambiente frágil a frágil-dúctil de la corteza. Apreciables volúmenes de cuarzo fueron depositados durante estos estadios hasta que el sellado de las estructuras abiertas fue alcanzado en un alto porcentaje. El marcado reemplazo de la roca de caja durante el estadio e1 dio lugar al material tipo rap (roca de composición andesítica con alteración penetrativa) de color verde que serviría luego como fragmentos principales de las brechas hidráulicas blancas y subordinados de las brechas negras de Bonilla (2002). Mientras el estadio e2, emparentado con una etapa de ebullición y presencia de cal espática (cal 1) y ad2 desarrolló espacios correspondientes a eventos de dilatación por erupciones y fracturamiento de las capas impermeables del rap del estadio precedente. En este estadio e2 se constituyeron las brechas blancas con cemento integrado por qz gfgm1 + qzmg2 y precipitó Au 1 en el rango de temperatura de 260° a 300° C, en un ambiente de pH casi neutro y deficiente de H 2S. Luego del hiato mineralizante ocurrido entre el estadio e2 y estadio e3, probablemente fue promovido el aumento de la presión de los fluidos debido al sello de estructuras y a la persistente exolución de fluidos epitermales derivados del magma con un creciente contenido en metales de mena (estadio e3). En los sitios donde las rocas andesíticas presentaban mayor debilidad estructural, la presión de fluidos venció la presión litostática y a la cohesividad de las rocas, generando mediante brechamiento, conductos tubulares para el escape de las soluciones. Como consecuencia, se originaron las brechas negras que se convirtieron en los principales sitios de depositación del mineral metalífero: Au 2, ptz1 y el 1, y demás minerales del estadio e3, los cuales precipitaron en el rango de temperatura desde 200° hasta 250° C, y a partir del enfriamiento rápido vinculado a la repentina despresurización por brechamiento del sistema. Los fluidos meteóricos que a continuación formaron los filones de qz gf-gm2 casi estéril del estadio e4, integraron circuitos aislados e independientes, sin mezclarse con los fluidos de proveniencia magmática, en condiciones de una menor dilatación o generación de espacios abiertos, utilizando básicamente espacios relícticos. Finalmente, en esta etapa del proceso, el fluido magmático se agotó, y comenzó la aparente inactividad tectónica dando lugar a la depositación de qz gg1 del estadio e5. Es probable que este estadio, con el cual concluye el evento magmático hidrotermal aurífero del distrito, también haya involucrado removilizaciones de elementos químicos y mineralización generada durante los estadios anteriores.
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D - CONCLUSIONES -
En Ecuador están presentes tres direcciones de estructuras dominantes: a) suturas o fallas regionales de 1 er orden de rumbo N-S a NNE-SSO (fallas Guayaquil-Maldonado, Calacalí-Pallatanga-Palenque, Bulubulu, Girón, Peltetec, Baños, Llanganates y Cosanga-Méndez-Palanda), b) megaestructuras de 2 do orden definidas por tres juegos de rumbo E-O, NESO y NO-SE (fallas Jubones, Dolores-Guayaquil-Pallatanga y PiñasPortovelo) y c) fallas subordinadas o de 3 er orden de rumbo N-S, NE-SO y NNO-SSE (fallas Cerro Azul,Salvias-Guanazán, Chilla, Chinchilla, Atahualpa, El Arí-Salvias, que cortan litologías oligocenas del Grupo Saraguro, especialmente la Unidad Portovelo, Puente Buza-Palestina, y Paccha).
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Los principales rasgos estructurales del distrito Zaruma-Portovelo están regidos por las megaestructuras de segundo orden, casi paralelas en rumbo, Jubones al N y Piñas-Portovelo al S, sutura de rumbo Andino Girón al E y los lineamientos menores del cinturón Gañarín.
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La depositación de soluciones y mineralización en rocas andesíticas de la la Unidad Portovelo, se localiza entre la megaestructura Piñas-Portovelo y la falla subordinada Puente Buza-Palestina en amplios espacios dilatantes o extensionales con rumbo preferente N-S. duplexes extensionales
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Los espacios dilatantes se consiguieron consiguieron con un esfuerzo esfuerzo mínimo mínimo (3) de orientación N a NE y bajo un esfuerzo principal máximo (1) de dirección NO-SE a NNO-SSE, desarrollándose además: a) fallas de direcciones NNO-SSE (juntas de cizallamiento conjugadas derechas o cizallas Riedel R sintéticas), b) fracturas extensionales N-S a NO-SE y c) un juego de estructuras subordinadas de rumbo NNE-SSO (juntas de cizallamiento conjugadas izquierdas o cizallas Riedel antitéticas R’) siguiendo un diseño geométrico en acuerdo con el modelo de Riedel para un ambiente frágil a frágil-dúctil de la corteza.
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Los juegos juegos de fracturas extensionales donde se emplaza la mineralización se adscriben a este modelo con cuerpos tensionales orientados principalmente con azimut de 345°.
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Existen tres dominios mineralizados con rumbos dominantes: a) dominio NS con las fallas Abundancia – Abundancia –segmento segmento N- y Agua Dulce; b) dominio NESO representado por las las fallas Vizcaya, Vizcaya, Nicole, Sexmo, San Tito, Nivel F, 24, Jorupe, Tres Reyes, Portovelo y Matalanga, y c) dominio NO-SE correspondiente a las fallas Bonilla, Cerro Rusia, 25 y Abundancia segmento S-.
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Los sistemas mineralizados del distrito Zaruma-Portovelo se encuentran acomodados en tres series en echelón: a) primera serie conformada por los sistemas Cerro de Oro y Minas Nuevas-Muluncay; b) segunda serie integrada por los sistemas Vizcaya-Nicole, Sexmo-Miranda, Bomba de Pacchapamba-Agua, Jorupe, Tamayo-Quebrada, Portovelo y la porción N del sistema Curipamba, y c) tercera serie representada exclusivamente por el sistema Tablón.
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Las vetas del distrito, tienen profundidades probadas en vertical vertical entre 100 y 600 m, lo que descarta las profundidades de 800 y 1.400 m establecidas por otros autores (Paladines y Rosero 1996, Van Thournout et al . 1996 y Spencer et al . 2002).
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Las direcciones predominantes de las fracturas extensionales del filón representativo del distrito, Vizcaya del sistema Vizcaya-Nicole, en el nivel Q½ son N5° y 32°E, y se conjugan con las de los escasos lineamientos subordinados o cizallas Riedel antitéticas R’ de dirección N30°O.
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El nivel Q½ de la Veta Vizcaya Vizcaya tiene tiene un diseño característico geométrico curvilíneo, propio en abanico, como consecuencia de la formación de juntas (duplexes o jogs), inflexiones o codos ( bends) tanto extensionales como compresionales, que dan lugar a los diseños de d e configuración en “S” (dilatacional o extensional) y “Z” (antidilatacional o compresional en Ortiz y Zamorano 1998).
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En las vetas vetas del distrito (ej.: Veta Vizcaya) la alteración hidrotermal desarrolla una zonación aparentemente en capas concéntricas en torno al rumbo de los filones, y se identificaron 6 tipos de alteraciones: caolínica, propilítica, argílica intermedia o subpropilítica, argílica, fílica y silicificación.
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La secuencia paragenética correspondiente a la evolución del evento aurífero hidrotermal del distrito comprende cinco estadios y difiere de: a) la secuencia paragenética del distrito establecida por Paladines y Rosero (1996) en la cual no se señalan otros minerales, investigados en este estudio, tales como kao, ep, ser, chl, ill, sm, cb, ad, cal, hm, tn-th, ptz y el, aunque estos autores adicionalmente indican Ag en su secuencia, b) la secuencia paragenética presentada por Bonilla (2002), la cual carece de los mismos minerales descriptos anteriormente, con excepción de la hm, y c) de la secuencia paragenética presentada por Vikentyev et al . (2005), la misma que carece de kao, ep, ser, ill, sm, cb y el, sin embargo de que tiene los minerales hessita y tetradimita.
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El estadio e1 se emparenta con la etapa de fraccionamiento de un magma a fluidos magmáticos o hidrotermales juveniles, con alteración propilítica de la roca andesítica de la Unidad Portovelo.
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El estadio e2 marcó el comienzo de la etapa netamente hidrotermal, originando vetas de cuarzo y mineralización metalífera muy escasa, encontrándose emparentado con un estadio de ebullición y presencia de cal espática (cal1) y ad2, siendo el más intenso en cuanto se refiere al desarrollo de espacios con relleno correspondientes a eventos de dilatación, que dieron cabida a las brechas blancas y precipitación de Au 1 en el rango de temperatura 260°-300° C en un ambiente de pH casi neutro y deficiente de H 2S. Se diferencia notablemente de los similares propuestos por Paladines y Rosero (1996) y Bonilla (2002).
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El Au1 del estadio e2 se interpreta como equivalente al del primer estadio tanto de Bonilla (2002) como de Vikentyev et al . (2005) sin haber equivalencia en los estadios establecidos de Paladines y Rosero (1996).
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El e3 se encuentra relacionado a una segunda etapa de ebullición, ebullición, donde precipitó la mayor cantidad de sulfuros, dio lugar a la formación de brechas negras, vetas menores y depósitos de reemplazo y relleno a partir de pequeñas fracturas, precipitando los mayores contenidos de Au 2, ptz1 y el1, y demás minerales de este estadio, los cuales tuvieron lugar en el rango de temperatura 200°-250° C, y a partir del enfriamiento brusco por la repentina despresurización surgida del brechamiento del sistema y la interacción con agua freática o meteórica (brecha freatomagmática). Se interpreta como estadio semejante a los estadios 2 de Paladines y Rosero (1996) y Bonilla (2002).
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El Au2 del estadio e3 está asociado a py3, y despeja la incógnita planteada por INEMIN y AGCD (1989) en el sentido de que si existe relación entre pirita con la mineralización aurífera. Este Au 2 es equivalente al Au de la primera generación del segundo estadio de Paladines y Rosero (1996), al Au de la segunda generación del segundo estadio tanto de Bonilla (2002) como de Vikentyev et al . (2005) y al Au establecido en la paragénesis más común del distrito por Van Thournout et al. (1991).
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El el1 del estadio e3 relacionado con los límites de grano entre pares de sulfuros (sph2-gn1, sph2-cp1) o triadas de sulfuros (sph2-gn1-cp1) despeja también la incógnita planteada por INEMIN y AGCD (1989) en el sentido de que si la calcopirita tiene relación con el oro.
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El estadio e4 desarrolló filones hidrotermales de qzgf-gm2 casi estéril, en condiciones de una menor dilatación o generación de espacios abiertos, utilizando básicamente espacios relícticos.
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El Au3 del estadio e4 se interpreta relacionado al fenómeno de adsorción que significa adherencia de un ión en solución a la superficie de un sólido o mineral con el cual está en contacto (Robb 2007).
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El estadio e5, con el cual concluye el evento magmático hidrotermal aurífero del distrito dio lugar a la depositación de vetas de qz gg1, que probablemente es el cuarzo botrioidal arriñonado, bandeado, con leves diseminaciones de pirita y obscuro de Spencer et al. (2002). Este estadio involucra removilización de la mineralización generada durante estadios anteriores y del Au 4.
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En la zona de óxidos y de enriquecimiento secundario de las vetas vetas del sistema mineralizado se observan óxidos de Fe (ej.: Veta 1 – Mina – Mina Caliente, Cantabria y Tablón), malaquita (ej.: vetas Gobernadora, Vizcaya y Nicole), clorofosfato de plomo o piromorfita (ej.: veta Gobernadora) y azurita (ej.: veta Abundancia), siendo estos dos últimos minerales primera vez reportados en la historia del distrito.
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En los sistemas Cerro de Oro, Minas Nuevas-Muluncay, Sexmo-Miranda, Curipamba y Tablón sobresalen las estructuras del tipo macizo y de stockwork ; mientras que las estructuras crustiforme-coloforme y brechosa, son más características para los sistemas Vizcaya-Nicole, Portovelo, Jorupe, Bomba de Pacchapamba-Agua Dulce y Tamayo-Quebrada.
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En el distrito se definen dos tipos de brechas hidráulicas equivalentes a las brechas de explosión hidrotermal de Baker et al. (1986) y de erupción de Hedenquist y Henley (1985a), las cuales conforme la coloración otorgada por el cemento o pasta (Bonilla 2002) son: a) brecha blanca integrada por un cemento de qz blanco (qz gf-gm1 + qzmg2) con fragmentos líticos mayormente propilitizados y b) brecha negra con cemento oscuro de qz mg3 + py3 diseminada ± mineral del grupo de la arcilla + sulfuros, en la cual sólo se reconocen fragmentos de sph 2 caramelo y qz de veta.
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Las zonas de brecha negra hidráulica asistida por fluidos son partes constitutivas de la mineralización de los filones del distrito (ej.: Veta Vizcaya), determinadas y delimitadas por la documentación geológica de niveles principales y cámaras de explotación, y se alinean a lo largo de un eje con rumbo N10°O, coincidente con el eje que une las isotermas de valores altos de homogenización [Th(° C)] y con el eje del hundimiento de los clavos mineralizados (ej.: clavo Vizcaya).
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Entre las texturas de los filones de los distintos sistemas sistemas del distrito se destacan según la clasificación de Dong et al. (1995), las de crecimiento primario (granular, maciza, crustiforme, cocarda, en peine, en red, de exsolución o disease, laminar, coloforme, y de escarapela), recristalización (mosaico, llameante) y de reemplazo (en enrejado laminado - lattice bladed y en paralelo laminado - parallel parallel bladed- ).
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El tratamiento tratamiento estadístico estadístico de la información información del estudio de IF indica indica una temperatura de homogenización media de 208,6° C en la Veta Abundancia, 236,7° C para la Veta Vizcaya y 210,47° C para la Veta Tablón, con
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temperatura del fluido parental con CO 2, H 2O, NaCl (rico en gas) calculada en 290° C, la misma que al descender hasta 190° C produjo, junto a la pérdida de gas, la ebullición y precipitación de los sulfuros y del mineral metalífero rentable (Au 1 y Au2). -
El tratamiento estadístico de la la información información total total de los datos sobre salinidad indica una población con valores bajos y una media de 2,6% en peso equivalente de NaCl para la Veta Abundancia, una media de 2,4% en peso equivalente de NaCl para la Veta Vizcaya y una media de 2,4% en peso equivalente de NaCl para la Veta Tablón.
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Las profundidades de emplazamiento determinadas según el diagrama diagrama de Hass (1971) son de ambiente somero y están comprendidas entre 650 y 130 ms.n.m, e indican probables ascensos y descensos de bloques que exponen por erosión diversos niveles mineralizados en el sistema.
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Los contenidos de isótopos estables calculados para los fluidos hidrotermales del evento aurífero a partir de análisis realizado en minerales indican los siguientes valores, y orientan hacia una fuente hidrotermal que transportó azufre de origen ígneo (Ohmoto and Rye 1979): estadio e2 = δ34Smineral‰ = 3,1 estadio e3 = δ34Smineral‰ = 2,1 estadio e2 = δ34Sfluido‰ = 5,614 estadio e3 = δ34Sfluido‰ = 0,579
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El presente estudio sobre la base de la investigación realizada realizada corrobora y cataloga al distrito Zaruma-Portovelo del tipo epitermal de sulfuración intermedia (IS) y señala por vez primera presencia de piromorfita y azurita, brechas freatomagmáticas y una fuente vinculada del oro con pirita y calcopirita, así como también con sitios dilatantes relacionados con un sistema de cizallamiento simple y brechamiento hidráulico.
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171
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qz, veta Vizcaya, nivel N qz, veta Vizcaya, nivel N brecha negra, veta Vizcaya, nivel R½ andesita, veta Vizcaya, nivel N cal recristalizada, veta Vizcaya, nivel N cal espática, veta Vizcaya, nivel N cal recristalizada, veta Vizcaya, nivel N andesita, veta Vizcaya, nivel N andesita, veta Vizcaya, nivel N andesita, veta Vizcaya, nivel N brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha negra, veta Vizcaya, nivel R½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel R½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ basalto, veta Curipamba qz gris, veta Abundancia, nivel principal
Coordenadas UTM Norte Este 9' 593.024 654.178 9' 593.024 654.178 9' 593.080 654.100 9' 593.000 654.164 9' 592.975 654.146 9' 592.975 654.146 9' 592.975 654.146 9' 593.000 654.164 9' 593.000 654.164 9' 593.000 654.164 9' 593.116 654.126 9' 593.100 654.100 9' 593.200 654.075 9' 593.665 654.106 9' 593.665 654.106 9' 589.820 654.475 9' 589.725 654.060
861a
qz gris, veta Abundancia, nivel principal
9' 589.730 654.060
861b
qz gris, veta Abundancia, nivel principal
9' 589.730 654.060
862 863 864 865 926 927 928 929 R3 R16 R19 R29 R31 R35 R41 R47 R48 R51 R52 R54
cal espática, veta Abundancia, niv. principal qz, veta Tablón, nivel principal qz, veta Tablón, nivel principal qz, veta Curipamba nivel 600 ms.n.m brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ andesita, nivel Q½ brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ Nivel R½ , veta Vizcaya Nivel Q½, Punto 350, veta Vizcaya Nivel O½, lateral 5, veta Vizcaya Nivel O½, frontón N, veta Vizcaya Nivel O, 50 m antes de FBo, veta Vizcaya Nivel O, chimenea 3, veta Vizcaya Nivel principal, chiminea 1, veta Santa Ana Nivel principal, Veta Josefina Nivel O½, lateral 4, veta Nicole Bocamina Jimenez (9' 591.950-653.287) Nivel principal de Minera Vizcaya Nivel principal, Veta Josefina
9' 589.670 9' 589.435 9' 589.465 9' 589.760 9' 593.610 9' 593.610 9' 592.800 9' 593.100 9' 593.246 9' 593.097 9' 592.980 9' 593.234 9' 592.885 9' 593.008 9' 593.417 9' 593.652 9' 592.608 9' 591.95 9' 593.679 9' 593.583
Localización
654.080 655.000 655.025 654.480 654.112 654.112 654.020 654.150 654.026 654.136 654.106 654.195 654.082 654.145 654.203 654.432 654.368 653.287 653.613 654.504
Observación Bandeado Bandeado bandas con sulfuros
Stockwork
flanco N (pto.71) con hm crustiforme Casa Negra Flanco sur, zona dilat. Flanco sur, zona dilat. Stockwork + sulfuros Empresa EMPEC Empresa EMPEC flanco N (pto.63) flanco N (pto.63) crucero principal
Mina Alta
EL Faique
172
V1 V2 V3 V4 V5 V6 V7 V8 V9 V10 V11 V12
qz, veta Nicole, nivel O½ qz, q z, veta Vizcaya, nivel R½ qz, q z, veta Vizcaya, nivel P¾ qz, veta Vizcaya, nivel O½ qz, veta Vizcaya, nivel N qz, veta Vizcaya, nivel N qz, veta Vizcaya, nivel N qz, veta Vizcaya, nivel O½ qz, veta Vizcaya, nivel Q½ qz, veta Vizcaya, nivel P¾ cal espática, veta Vizcaya, nivel P¾ qz, veta Vizcaya, nivel Q½
9' 592.642 9' 593.126 9' 593.192 9' 592.998 9' 592.996 9' 593.100 9' 592.960 9' 593.056 9' 593.630 9' 593.152 9' 593.070 9' 593.286
654.374 654.088 654.150 654.122 654.160 654.175 654.135 654.170 654.178 654.142 654.136 654.084
al N de muestra V5 al S de muestra 5 primera inflexión flanco N
173
APÉNDICE 2 Localización de muestras del distrito Zaruma-Portovelo para Espectrometría de Reflectancia (PIMA) N° Muestra R1 R2 R3 R4 R5 R6 R7 R8 R9 R10 R11 R12 R13 R14 R15 R16 R17 R18 R19 R20 R21 R22 R23 R24 R25 R26 R27 R28 R29 R30 R31 R32 R33 R34 R35 R36 R37 R38 R39 R40 R41 R42 R43
Localización Nivel R½, Bz1 (bloque H), veta Vizcaya Nivel R½, lateral 1 sur, Veta Vizcaya Nivel R½, veta Vizcaya Nivel R½, 10 m al S pto. 172, veta Vizcaya Nivel Q½, bloque superior, veta Vizcaya Nivel Q½, bloque superior, veta Vizcaya Nivel Q½, veta Vizcaya Nivel Q½, veta Vizcaya Nivel Q½, veta Vizcaya Nivel Q½, veta Vizcaya Nivel Q½, pique 51, veta Vizcaya Nivel Q½, veta Vizcaya Nivel Q½, vertical 9, Veta Vizcaya Nivel Q½, vertical 21, Veta Vizcaya Nivel Q½, lateral 3 N, veta Vizcaya Nivel Q½, Punto 350, veta Vizcaya Nivel Q½, veta Vizcaya Nivel O½, fronton S, veta Vizcaya Nivel O½, lateral 5, veta Vizcaya Nivel P¾, veta Vizcaya Nivel P¾, veta Vizcaya Nivel P, veta Vizcaya Nivel P, veta Vizcaya Nivel P, punto 25, veta Vizcaya Nivel P, frontón N, veta Vizcaya Nivel O½, veta Vizcaya Nivel O½, veta Vizcaya Nivel O½, veta Vizcaya Nivel O½, frontón N, veta Vizcaya Nivel O, veta Vizcaya Nivel O, 50 m antes de falla Bo, veta Vizcaya Nivel N, chimenea 4, veta Vizcaya Nivel O½, chimenea 6, veta Vizcaya Nivel N, chimenea 5, veta Vizcaya Nivel O, chimenea 3, veta Vizcaya Nivel O, veta Vizcaya Nivel principal, veta Toscon Blanco 1 y 2 Nivel N, veta Vizcaya Nivel N, veta Vizcaya Nivel N, veta Vizcaya Nivel principal, chiminea 1, veta Santa Ana Nivel principal, pique 1, veta Santa Ana Nivel R, veta Santa Ana
Coordenadas UTM Norte Este 9' 593.095 654.098 9' 593.108 654.095 9' 593.246 654.026 9' 593.276 654.031 9' 593.474 654.058 9' 593.495 654.057 9' 593.061 654.120 9' 593.175 654.133 9' 593.285 654.078 9' 593.422 654.069 9' 593.454 654.096 9' 593.633 654.104 9' 592.952 654.077 9' 592.964 654.096 9' 5920.987 654.095 9' 593.097 654.136 9' 593.279 654.102 9' 592.886 654.067 9' 592.980 654.106 9' 593.077 654.144 9' 593.186 654.157 9' 593.151 654.170 9' 593.263 654.165 9' 593.300 654.138 9' 593.304 654.155 9' 592.927 654.085 9' 593.004 654.119 9' 593.116 654.194 9' 593.234 654.195 9' 592.860 654.071 9' 592.885 654.082 9' 592.983 654.142 9' 592.897 654.087 9' 592.935 654.110 9' 593.008 654.145 654.145 9' 593.117 654.211 9' 593.234 654.267 9' 592.893 654.103 9' 593.009 654.173 9' 593.094 654.232 9' 593.417 654.203 9' 593.411 654.241 9' 593.430 654.274
Observación
Chimenea 2 Chimenea 0
bloque P sector punto 8
Colapso prox. Pique 4
andesita
al N de pique 5 en falla Bo
flanco N Sisalima flanco S flanco N Mina Alta Mina Alta Mina Alta
174
R44 R45 R46 R47 R48 R49 R50 R51 R52 R53 R54
Nivel R, veta Santa Ana Nivel principal, Veta Josefina Nivel principal, Veta Josefina Nivel principal, Veta Josefina Nivel O½, lateral 4, veta Nicole Nivel O, pique 13, Nicole Nivel O½, lateral 3, veta Nicole Bocamina de Willian Jimenez Nivel principal de Minera Vizcaya Nivel principal de Minera Vizcaya Nivel principal, Veta Josefina
9' 593.437 9' 593.698 9' 593.646 9' 593.652 9' 592.608 9' 593.623 9' 592.614 9' 591.950 9' 593.679 9' 593.685 9' 593.583
654.289 Mina Alta 654.497 caolín ? 654.508 654.432 654.368 654.366 654.369 653.287 EL Faique 653.613 654.648 654.504
175
APÉNDICE 3 Localización de muestras del distrito Zaruma-Portovelo para Difracción d e Rayos X N° Localización Muestra 927 brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ V5 qz, veta Vizcaya, nivel N V15 qz, veta Vizcaya, nivel Q½
Coordenadas UTM Observación Norte Este 9' 593.610 654.112 flanco flanco N (pto.63) 9' 592.996 654.160 9' 593.126 654.128
176
APÉNDICE 4 Localización de muestras del distrito Zaruma-Portovelo para Microsonda Dispersiva de Energía N° Localización Muestra M1(ML2) brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ V9(V91) qz, veta Vizcaya, nivel Q½
Coordenadas UTM Observación Norte Este 9' 593.114 654.108 bloque 9' 593.630 654.178 flanco N
177
APÉNDICE 5 Localización de muestras del distrito Zaruma-Portovelo para estudios Calcográficos N° Muestra 1 10 8B 853 854 864 926 929 M1 M2 M3a M3b M4 M5 M6 V3 V4 V5 V6 V9 V11
Localización qz, veta Vizcaya, nivel N andesita, veta Vizcaya, nivel N brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ qz, veta Tablón, nivel principal brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ sulfuros, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ sulfuros, veta Vizcaya, nivel Q½ sulfuros, veta Vizcaya, nivel Q½ sulfuros, veta Vizcaya, nivel Q½ qz, veta Vizcaya, nivel P¾ qz, veta Vizcaya, nivel O½ qz, veta Vizcaya.nivel N qz, Veta Vizcaya, nivel N qz, veta Vizcaya, nivel Q½ cal espática, veta Vizcaya, nivel P¾
Coordenadas UTM Norte Este 9' 593.024 654.178 9' 593.000 654.164 9' 593.116 654.126 9' 593.665 654.106 9' 593.665 654.106 9' 589.465 655.025 9' 593.610 654.112 9' 593.100 654.150 9' 593.114 654.108 9' 593.286 654.084 9' 593.120 654.129 9' 593.120 654.129 9' 593.164 654.112 9'593.172 654.122 9' 593.286 654.080 9' 593.192 654.150 9' 592.998 654.122 9' 592.996 654.160 9' 593.100 654.175 9' 593.630 654.178 9' 593.070 654.136
Observación Bandeado
flanco N (pto.71) con hm crustiforme Empresa EMPEC flanco N (pto.63) Bloque
chimenea 2
al N de muestra V5 flanco N
178
AP NDICE ICE 6 Localización de muestras del distrito Zaruma-Portovelo para Inclusiones Fluidas N° Muestra 2 3 5 7 8B 9B 853 854 855 856 859 860 861a 861b 862 863 864 865 926 927 V1 V2 V3 V4 V5 V6 V7 V8 V9 V10 V11 V12
Localización qz bandeado, veta Vizcaya, nivel N brecha negra, veta Vizcaya, nivel R½ cal recristalizada, veta Vizcaya, nivel N cal recristalizada, veta Vizcaya, nivel N brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha negra, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ cal espática + silice, veta Tablón, nivel principal qz moteado + caja, veta Tablón, nivel principal qz gris, veta Abundancia, nivel principal qz gris, veta Abundancia, nivel principal qz gris, veta Abundancia, nivel principal qz gris, veta Abundancia, nivel principal cal espática, veta Abundancia, nivel principal qz, veta Tablón, nivel principal qz, veta Tablón, nivel principal qz, veta Curipamba nivel 600 ms.n.m brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ brecha blanca, veta Vizcaya, nivel Q½ qz, veta Nicole, nivel O½ qz, veta Vizcaya, nivel R½ qz, veta Vizcaya, nivel P¾ qz, veta Vizcaya, nivel O½ qz, veta Vizcaya.nivel N qz, Veta Vizcaya, nivel N qz, veta Vizcaya, nivel N qz, veta Vizcaya, nivel O½ qz, veta Vizcaya, nvel Q½ qz, veta Vizcaya, nivel P¾ cal espática, veta Vizcaya, nivel P¾ qz, veta Vizcaya, nivel Q½
Coordenadas UTM Observación Norte Este 9' 593.024 654.178 9' 593.080 654.100 bandas con sulfuros 9' 592.975 654.146 9' 592.975 654.146 9' 593.116 654.126 9' 593.098 654.130 9' 593.665 654.106 flanco N (pto.71) 9' 593.665 654.106 con hm crustiforme 9' 589.500 655.040 Empresa EMPEC 9' 589.526 9' 589.725 9' 589.790 9' 589.730 9' 589.730 9' 589.670 9' 589.435 9' 589.465 9' 589.760 9' 593.610 9' 593.610 9' 592.642 9' 593.126 9' 593.192 9' 592.998 9' 592.996 9' 593.100 9' 592.960 9' 593.056 9' 593.630 9' 593.152 9' 593.070 9' 593.286
655.060 654.060 654.050 654.060 654.060 654.080 655.000 655.025 654.480 654.112 654.112 654.374 654.088 654.150 654.122 654.160 654.175 654.135 654.170 654.178 654.142 654.136 654.084
Empresa EMPEC Casa Negra Casa Negra Flanco S, zona dilat. Flanco S, zona dilat. Stockwork + sulfuro Empresa EMPEC Empresa EMPEC flanco N (pto.63) flanco N (pto.63)
al N de muestra V5 al S de muestra 5 primera inflexión flanco N
179
APÉNDICE 7 Geología regional de los Andes Ecuatorianos
180
APÉNDICE 8 Leyenda estratigráfica para el el mapa de Geología regional de los Andes Ecuatorianos
181
APÉNDICE 9 Secuencia paragenética del distrito Zaruma-Portovelo según Paladines y Rosero (1996).
ESTADIAS DE MINERALIZACIÓN DEL DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO, PALADINES Y ROSERO (1996) 1a 2a 3a 4a MINERALES CUARZO PIRITA CALCOPIRITA ESFALERITA GALENA BORNITA TETRAHEDRITA TENNANTITA ORO PLATA CALCOSINA COVELINA ES = ENRIQUECIMIENTO SECUNDARIO
ES
182
APÉNDICE 10 Datos de isótopos inestables a partir de minerales del distrito minero Zaruma-Portovelo, referentes a las minas Miranda (Zaruma), (Zaruma), Jorupe, Bomba de Pachapamba, Mina Caliente (nivel 1 y nivel 2) y La Cascada (Portovelo) (Galarza, comm. pers. comm. pers. a Bonilla 2009).
Muestras tomadas
6
Sistemas SexmoMiranda Jorupe Bomba de Pachapamba Portovelo
Mineral
gn
206
Pb/204Pb
207
Pb/204Pb
208 204
/
Pb
18.939-18.969 15.657-15.681 38.790-38.910
183
APÉNDICE 11 Secuencia paragenética de la Veta Vizcaya según Bonilla (2002). El trazo continuo se utiliza para indicar una participación dominante del mineral y discontinuo para indicar su participación accesoria.
ESTADIOS ESTADIOS DE MINERA MINERALIZACI LIZACI N DE LA VETA VIZCAY VIZCAYA, A, BONILLA BONILLA (2002) (2002) MINERALES I II III IV PIRITA HEMATITA CLORITA ORO CUARZO ESFALERITA GALENA CALCOPIRITA BORNITA FELDESPATO
184
APÉNDICE 12 Mapa geológico regional del distrito Zaruma-Portovelo según Kalinaj (2004). (Segmento del mapa geológico de Ecuador, Servicio Geológico Gubernamental, 1969)
25 km
185
APÉNDICE 13 Mapa geológico del distrito Zaruma-Portovelo Zaruma-Portovelo realizado por IAMGOLD, modificado por Kalinaj (2004) (2004) y utilizado por Moynard (2005). Modificaciones de la localización de Zaruma y Portovelo por Bonilla (2009).
186
APÉNDICE 14 Datos de isótopos inestables a partir de minerales del distrito minero Zaruma-Portovelo, referentes a los sistemas Minas Nuevas-Muluncay, Portovelo y Vizcaya-Nicole (Chiaradia, comm. pers. a Bonilla 2009). Muestra Pb796 POR1 E94033 E98014 E94031 E94032 E98004 E98005 E98006 E98008 E98009 E98010 E98015
Sistema Minas Nuevas-Muluncay Portovelo Portovelo Portovelo Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole Vizcaya-Nicole
Mineral py gn gn gn gn gn gn gn gn gn gn gn gn
206
Pb/204Pb 18.879 18.959 18.952 18.959 18.971 18.975 18.973 18.983 18.979 18.974 18.975 18.967 18.976
207
Pb/204Pb 15.657 15.661 15.654 15.656 15.672 15.666 15.661 15.674 15.670 15.669 15.664 15.662 15.666
208 204
/ Pb 38.776 38.852 38.831 38.836 38.878 38.861 38.847 38.885 38.880 38.871 38.853 38.849 38.865
187
APÉNDICE 15 Secuencia paragenética de la Veta Vizcaya según Vikentyev et al. (2005).
ESTADIOS DE MINERALIZACIÓN DE LA VETA VIZCAYA, VIKENTYEV et. al. ( 2005) I II I II SUPERGÉNICO MINERALES CALCITA ADULARIA CLORITA HEMATITA PIRITA CALCOPIRITA ESFALERITA GALENA FAHLORE ORO PETZITA HESSITA TETRADIMITA BORNITA COVELINA CALCOSINA LIMONITA MALAQUITA
188
APÉNDICE 16 Abreviaturas de fallas propuestas propuestas por el autor empleadas en la tesis.
Falla 24 Falla 25 Falla Abundancia Falla Abundancia -segmento NFalla Abundancia -segmento SFalla Agua Dulce Falla Atahualpa Falla Baños Falla Bonilla Falla Bulubulu Falla Calacalí-Pallatanga-Palenque Falla Catamayo Falla Cerro Azul Falla Cerro Rusia Falla Chilla Falla Chinchilla Falla Cosanga-Mendez-Palanda Falla Culebrillas Falla El Arí-Salvias Falla Gañarín Falla Girón Falla Guayaquil-Maldonado Falla Jorupe Falla Jubones Falla La Tigrera Falla Llanganates Falla Matalanga Falla Nicole Falla Nivel F Falla Paccha Falla Pallatanga Falla Peltetec Falla Piñas-Portovelo Falla Portovelo Falla Puente Buza-Palestina Falla Río Chico Falla Río Tenguel Falla Salvias-Guanazán Falla San Tito Falla Sexmo Falla Tres Reyes Falla Vizcaya
F24 F25 FAb FAbn FAbs FAD FA FBa FBo FB FCPP FCa FCA FCR FCh FChi FCMP FC FEAS FG FGi FGM FJo FJ FLT FLL FM FN FNF FPac FPa FP FPP FPo FPBP FRCh FRT FSG FST FSx FTR FV
189
APÉNDICE 17 Cotas por niveles de explotación del filón Vizcaya empleadas en la tesis.
Nivel R½ = Nivel Q½ = Nivel P¾ = Nivel P = Nivel O½ = Nivel O = Nivel N =
1.222 ms.n.m 1.185 ms.n.m 1.170 ms.n.m 1.145 ms.n.m 1.120 ms.n.m 1.096 ms.n.m 1.061 ms.n.m
190
APÉNDICE 18 Mediciones estructurales realizadas en el nivel Q½ de la Veta Vizcaya del distrito Zaruma-Portovelo N° Fractura 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43
Rumbo (°) 130 145 115 125 70 105 115 40 70 90 75 100 120 65 100 70 55 55 65 45 65 60 95 75 105 110 40 80 90 125 115 95 130 140 130 130 95 80 60 95 120 125 65
Buzamiento (°) 54 65 75 55 50 50 60 45 45 55 50 55 55 40 40 40 30 40 30 30 35 50 50 45 50 30 35 35 50 30 50 30 50 45 50 60 50 30 33 30 40 35 30
Sentido SE SE SE SE NE SE SE NE NE E NE SE SE NE SE NE NE NE NE NE NE NE SE NE SE SE NE NE E SE SE SE SE SE SE SE SE NE NE SE SE SE NE
191
44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54
110 100 110 115 80 110 40 100 120 125 125
30 30 30 30 35 25 20 25 20 40 30
SE SE SE SE NE SE NE SE SE SE SE
192
APÉNDICE 19 Mediciones estructurales realizadas en la Brecha 1 de la Veta Vizcaya del distrito Zaruma-Portovelo N° Fractura 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44
Rumbo (°) 350 235 0 220 135 240 265 235 235 250 256 256 162 300 260 265 270 268 180 280 162 186 245 270 274 270 270 250 243 245 270 270 260 270 260 240 246 200 260 258 180 2 22 120
Buzamiento (°) Sentido 40 SO 85 NO 40 E 50 SE 65 NE 85 NO 55 NO 25 SE 60 NO 15 SE 90 VERTICAL 20 NO 50 NE 25 NE 30 NO 55 NO 42 N 50 NO 5 E 70 SO 40 NE 40 SE 20 SE 60 N 66 NE 70 N 5 N 10 SE 48 SE 31 SE 72 N 18 N 15 SE 66 N 5 SE 20 SE 28 SE 52 SE 12 SE 2 NO 40 E 65 SE 52 SE 68 NE
193
45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67
30 58 305 95 335 20 130 28 335 30 102 90 0 60 86 10 20 245 190 255 260 195 265
52 72 90 10 45 80 84 60 34 65 60 25 40 90 15 65 60 10 60 88 75 32 75
SE NO VERTICAL SO NE SE SO SE NE SE NE N E VERTICAL NO SE SE SE SE NO SE SE SE
194
AP NDICE ICE 20 20 Mediciones estructurales realizadas en la Brecha 2 de la Veta Vizcaya del distrito Zaruma-Portovelo N° Fractura 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43
Rumbo (°) 40 212 180 3 0 210 332 230 240 10 230 0 216 215 20 20 20 5 185 10 20 195 10 0 5 0 55 52 52 25 255 55 55 55 20 25 25 25 20 340 325 335 310
Buzamiento (°) Sentido 50 NO 80 SE 64 E 90 VERTICAL 60 E 12 SE 82 NE 10 NO 43 SE 50 SE 25 SE 0 HORIZONTAL 80 SE 75 SE 57 NO 80 NO 60 NO 70 SE 35 SE 67 NO 35 SE 50 SE 80 SE 50 E 75 SE 0 HORIZONTAL 50 SE 38 NO 40 NO 40 SE 48 NO 30 SE 50 SE 48 SE 45 SE 25 SE 50 SE 25 SE 40 SE 70 NE 65 NE 50 NE 75 SO
195
44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92
305 330 330 255 25 280 20 17 33 35 35 50 40 20 340 5 45 45 300 300 300 15 45 40 50 50 35 15 80 60 60 60 60 60 50 90 50 330 330 60 65 65 55 60 60 45 290 290 45
80 70 45 70 45 65 85 70 40 30 30 50 45 75 45 72 55 30 35 40 35 65 80 90 90 90 45 90 85 68 68 68 68 68 75 90 75 45 60 65 50 50 60 50 30 65 80 75 60
SO NE NE SE SE SO NO SE SE SE SE NO SE SE NE NO SE SE NE NE NE NO SE VERTICAL VERTICAL VERTICAL SE VERTICAL SE NO NO NO NO NO SE VERTICAL SE NE NE SE SE SE NO NO NO SE NE NE NO
196
93 94 95
15 260 25
52 60 65
SE NO NO
197
APÉNDICE 21 Abreviaturas de minerales empleadas empleadas en la tesis. Se utilizan las abreviaturas propuestas por Kretz (1983) y en los casos no consignados por este autor (*), se propone una nueva abreviatura.
acantita adularia albita alunita andesina anhidrita arsenopirita azurita baritina biotita bornita calcantita calcedonia calcita calcopirita caolinita carbonato clorita (grupo) covelina cuarzo dickita electrum enargita epidoto esfalerita esmectita feldespato (grupo) feldespato potásico fluorita galena ganga hematita hornblenda illita luzonita magnetita malaquita molibdenita montmorillonita (grupo) petzita pirita pirofilita
ac* ad* ab alu andes anh apy az bar bt bn cct* cc* cal cp kao cb* chl cv qz dic* el enr ep sph sm* fds kfs fl gn gan* hm hbl ill luz* mt mal mo mm ptz* py prl
198
pirolusita piromorfita pirrotina plagioclasa (grupo) rodocrosita rodonita sericita tenantita tetraedrita
APÉNDICE 22
pyl* pym* po plag rdc rdn ser tn th
199
Asociaciones paragenéticas de los sistemas mineralizados de Zaruma-Portovelo.
ASOCIACION AS OCIACIONES ES PARA P ARAGENÉTI GENÉTICA CAS S DE D E LOS SI S ISTEMAS STEMA S MINERALIZADOS DE ZARUMA-PORTOVELO SISTEMAS
ASOCIACION AS OCIACION PA RAGENÉTICA RAGE NÉTICA
1 Cerro de Oro
qz + py + cp ± chl ± ep
2 Minas NuevasMuluncay
chl + sph + py py ± cp + chispas de oro, y qz + chl + sph + cp ± tn-th ± mg + chispas de Au
3 VizcayaNicole
qz + py + hm + sph + gn + cp + bn + tn-th + ptz + el + Au
4 SexmoMiranda
qz + cal ± cp ± py ± tn-th ± hm ± chispas de Au
5 Bomba de Pacchapamba Agua Dulc e 6 Jorupe 7 TamayoQuebrada 8 Portovelo o Mina Grande 9 Curipamba 10 Tablón
qz + cal + cp + py + bn + gn + sph + chispas de Au
qz + cal + py + cp + sph + gn, con alto contenido de Cu qz + cal + py + cp + sph + gn, con alto contenido de Zn
qz + cal + sph + cp + py + gn + Au cal + qz + rdc ± trazas de py cal + qz + Mn ± cp ± sph ± gn ± trazas de py ± Au
200
APÉNDICE 23 Resultados por la técnica PIMA de las muestras recolectadas, que acompañan el rumbo y buzamiento del filón Vizcaya. Las letras “a” y “b” a continuación del número de muestra indican una segunda o tercera lectura en la roca. En las mezclas las proporciones son semicuantitativas, semicuantitativas, y se considera dudosos a aquellos minerales en l os que el porcentaje es 10% en las mezclas.
R1: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R2: mezcla de illita 60%, illita-esmectita 20% y clorita férrica (chamosita) 20% R3: mezcla de clorita férrica (chamosita) 50%, caolinita 30% e illita-esmectita 20% R4: roca muy oscura; espectro muy defectuoso; no se grabó R5: espectro defectuoso; mezcla de illita 70% e illita-esmectita 30% R6: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, illita-esmectita 20% e illita 10% R6a: sector más verdoso; mezcla de illita 90% y clorita férrica (chamosita) 10% illita 70%, clorita férrica (chamosita) 20% y epidoto 10% R7: mezcla de illita
R8, R8a: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, illita-esmectita 20% e illita 10% R8b: mezcla de illita 50%, clorita férrica (chamosita) 30% e illita-esmectita 20% R9: mezcla de cuarzo 50%, illita 30% y clorita férrica (chamosita) 20% R10: roca muy oscura; espectro muy defectuoso; no se grabó R11: espectro defectuoso; mezcla de clorita férrica (chamosita) 80% e illita 20% R12: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R13: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R14: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, cuarzo 20% y epidoto 10% R15: mezcla de illita 80%, clorita férrica (chamosita) 10% y epidoto 10% R16: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R17: mezcla de illita 80% y clorita férrica (chamosita) 20%
201
R18: sector gris; illita 1M; baja temperatura R19: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70% e illita 30% R20: mezcla de clorita férrica (chamosita) 60%, epidoto 20% e illita 20% R21: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, epidoto 20% e illita 10% R22: mezcla de illita 50%, clorita férrica (chamosita) 40% y epidoto 10% R23: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R24: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R25: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R26: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R27: mezcla de illita 40%, clorita férrica (chamosita) 30% e illita-esmectita 30% R28: sector de venilla verde amarillenta; mezcla de epidoto 80% e illita 20% R29: mezcla de clorita férrica (chamosita) 60%, illita 20% e illita-esmectita 20% R30: mezcla de illita 80% y clorita férrica (chamosita) 20% R31: illita 1M; baja temperatura R32: mezcla de clorita férrica (chamosita) 40%, illita 30% e illita-esmectita 30% R33: roca muy oscura; espectro muy defectuoso; no se grabó R34: illita-esmectita R35: roca muy oscura; espectro muy defectuoso; no se grabó R36: mezcla de illita 70% y clorita férrica (chamosita) 30% R37: mezcla de clorita férrica (chamosita) 50%, illita 30% e illita-esmectita 20% R38: mezcla de illita 40%, clorita férrica (chamosita) 30% e illita-esmectita 30% R39: mezcla de illita-esmectita 50%, clorita férrica (chamosita) 30% e illita 20% R40: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, illita-esmectita 20% e illita 10%
202
R41: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, epidoto 20% y caolinita 10%; el rasgo a 2161 nm (caolinita) está marcado aunque la proporción de esta arcilla es de 10% R42: mezcla de clorita férrica (chamosita) 40%, illita-esmectita 30% e illita 30% R43: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, illita-esmectita 20% y epidoto 10% R44: mezcla de clorita férrica (chamosita) 70%, epidoto 20% y caolinita 10%; el rasgo a 2161 nm (caolinita) está marcado aunque la proporción de esta arcilla es de 10% R45: illita 1M; baja temperatura; rasgo a 2246 nm: clorita R46: mezcla de illita 80% y clorita férrica (chamosita) 20% R47: roca muy oscura; espectro muy defectuoso; no se grabó R48: espectro defectuoso; mezcla de illita 70% y cuarzo 30% R49: roca muy oscura; espectro muy defectuoso; no se grabó R50: mezcla de illita-esmectita 50%, illita 30% y clorita férrica (chamosita) 20% R51: espectro defectuoso; mezcla de illita 40%, illita-esmectita 30% y clorita férrica (chamosita) 30% R52: mezcla de illita 50% y clorita férrico-magnesiana (clinocloro) 50% R53: mezcla de clorita férrica (chamosita) 40%, illita 30% e illita-esmectita 30% R54: illita 1M; baja temperatura
203
APÉNDICE 24 Abreviaturas de textura del agregado mineral empleadas en la tesis. tesis.
microgranoso (<50 m) granoso fino (50-200 m) granoso mediano (200-500 m) granoso grueso (>500 m)
mg gf gm gg
204
APÉNDICE 25 Abreviaturas de agregados minerales en en los distintos estadios. El subíndice literal señala la textura del agregado mineral y está combinado con el subíndice numérico (= superíndice numérico de la Fig. 28) que indica el número secuencial de aparición de cada agregado mineral en los distintos estadios.
adularia del estadio e1 ad1 adularia del estadio e2 ad2 calcita espática ( bladed ) del estadio e2 cal1 calcopirita del estadio e3 cp1 carbonato del estadio e1 cb1 carbonato del estadio e2 cb2 clorita del estadio e1 chl1 clorita del estadio e2 chl2 clorita del estadio e3 chl3 cuarzo granoso fino a medio del e2 qzgf-gm1 cuarzo granoso fino a medio del e4 qzgf-gm2 cuarzo grueso del e5 qzgg1 cuarzo microgranoso del e1 qzmg1 cuarzo microgranoso del e2 qzmg2 cuarzo microgranoso del e3 qzmg3 electrum del estadio e3 el1 electrum del estadio e4 el2 epidoto del estadio e1 ep1 esfalerita del estadio 2 sph1 esfalerita del estadio 3 sph2 esfalerita del estadio 4 sph3 esmectita del estadio e3 sm1 esmectita del estadio e4 sm2 galena del estadio e3 gn1 hematita del estadio e1 hm 1 hematita del estadio e2 hm 2 illita del estadio e1 ill1 illita del estadio e2 ill2 illita del estadio e3 ill3 oro del estadio e2 Au1 oro del estadio e3 Au2 oro del estadio e4 Au3 oro del estadio e5 Au4 petzita del estadio e3 ptz1 pirita del estadio e1 py1 pirita del estadio e2 py2 pirita del estadio e3 py3 sericita del estadio e1 ser 1 sericita del estadio e2 ser 2 tenantita-tetraedrita del estadio e3 tn1-th1
205
APÉNDICE 26 Comparaciones de estadios y asociaciones paragenéticas del distrito Zaruma-Portovelo.
ESTADIOS Y ASOCIACIONES PARAGENÉTICAS POR VARIOS AUTORES, DISTRITO ZARUMA-PORTOVELO ESTADIO
1
AUTOR Este estudio
chl1 + ep1 + ser 1 + cb1 + qzmg1 ± hm1 ± py1 ± ill1 ± ad1
Bonilla (2002)
py + hm + chl + Au + qz
Paladines y Rosero (1996) Vikentyev et al . (2005)
2
Bonilla (2002)
py + Au + qz + sph + gn + cp +bn
Paladines y Rosero (1996)
qz + py + cp +sph + gn + bn + Au + Ag qz + cal + ad +chl + hm + py + cp + sph + gn + fahlore + Au + ptz +hessita + tetradimita
Este estudio
qzmg3 + py3 + sph2 + Au2 + ptz1 + el1 + chl3 + ill3 + sm1 + gn1 + cp1 + bn1 + tn1-th1
Bonilla (2002)
py + qz + sph + gn + cp +bn
Paladines y Rosero (1996)
qz + py qz + cal + ad + py + cp + gn + Au
Este estudio
qzgf-gm2 + sm2 ± Au3 ± sph3 ± cp2 ± el2
Bonilla (2002)
Au + qz + sph + feldespato
Paladines y Rosero (1996) Vikentyev et al . (2005)
5
qz + cal +ad +chl + hm + py + cp + sph + Au ill2 + chl2 + cal1 + ad2 + qzgf-gm1 + py2 + qzmg2 ± hm2 ± cb2 ± ser 2 ± sph1 ± Au1 ± gn1
Vikentyev et al . (2005)
4
qz + py
Este estudio
Vikentyev et al . (2005)
3
ASOCIACIONES ASOCIACIONES PARAGENÉT PARAGENÉTICAS ICAS
qz + gn + th -
Este estudio
qzgg1 + Au4
Bonilla (2002)
-
Paladines y Rosero (1996)
-
Vikentyev et al . (2005)
-
Asociaciones paragenéticas paragenéticas parecidas en el contenido de Au y metalífero con respecto al e2 del presente estudio Asociaciones paragenéticas paragenéticas parecidas en el contenido de Au y metalífero con respecto al e3 del presente estudio
206
APÉNDICE 27 Síntesis de la estadística aplicada al estudio de IF de los sistemas mineralizados seleccionados. Abreviaciones: Th = temperatura de homogenización, homogenización, Tmhielo = Temperatura de fusión final del hielo.
SÍNTESIS DE LA ESTADÍSTICA APLICADA AL ESTUDIO DE INCLUSIONES FLUIDAS DE LOS SISTEMAS MINERALIZADOS SELECCIONADOS PAR METRO TROS Rango Media Th Moda Moda secundaria Rango Media Tmhielo Moda Moda secundaria Rango Media %pesoNaCleq Moda Moda secundaria
VETA VETA ABUN ABUNDA DANC NCIA IA VETA VETA TABL TABLÓ ÓN 168 - 249° C 173 - 262° C 208,6° C 210,47° C 200 - 210° C 210 - 220° C 220 - 230° C 250 - 260° C -2 -2,4 - -0,4° C -2,1 - -0,2° C -1 -1,5° C -1,24° C -2 -2,2 - -2° C -1,4 - -1,2° C -1 -1 - -0,8° C -2,2 - -2° C 0,7 - 4% 0,35 - 3,6% 2,57% 2,11% 3,5 - 3,8% 2 - 2,4% 1,5 - 1,9% 3,2 - 3,6%
VETA ETA VIZC VIZCAY AYA A 158 - 285° C 236,7° C 230 - 240° C 160 - 170° C 0 - -2,9% -1,43° C -1,2 - -1° C -2,2 - -2° C 0 - 4,8% 2,37% 1,8 - 2,4% 3 - 3,6%
