APLICACIÓN DE ISOTOPOS ESTABLES A LA EXPLORACIÓN MINERAL
RESUMEN Las relaciones de isótopos estables de varios elementos (por ejemplo, H, C, O, S) tienen numerosos usos para mejorar la comprensión de la génesis y la formación de depósitos de minerales hidrotermales y magmáticos, además de tener varias aplicaciones para la exploración de minerales. Sin embargo, los datos de isótopos estables no se han recopilado de forma rutinaria durante la exploración de minerales por diversas razones relacionadas con el costo por muestra, la velocidad en el cual la data analítica puede ser recolectada y la incertidumbre con respecto a los beneficios de las mediciones de isótopos estables para la exploración de minerales. Avances recientes en tecnologías analíticas que utilizan espectroscopia de absorción de infrarrojos (por ejemplo, la espectroscopia de salida de cavidad integrada fuera del eje [OAICOS]) significa que ahora se pueden recopilar datos de isótopos estables en cantidades muchos mayores de lo que anteriormente era posible. Este avance en la l a tecnología analítica, que permite análisis de isótopos estables significativamente más rápidos y menos costosos, tiene transcendencia significativa en la forma en que los datos de isótopos estables se pueden recopilar y utilizar durante la exploración de minerales. Las aplicaciones potenciales de las relaciones de isótopos estables a la exploración de minerales incluyen delinear los halos de alteración de isótopos estables de propiedad a escala distrital e identificar “depósitos ciegos” en profundidad, así como vectores hacia nuevos depósitos dentro de distritos dotados. Los datos de isótopos estables de carbono y oxígeno recolectados utilizando OA-ICOS de rocas carbonatadas que rodean el depósito de oro tipo Carlin en Nevada demuestran que la alteración de isótopos estables puede detectarse a distancias de hasta 3 km lateralmente alrededor de la mineralización.
INTRODUCCIÓN Las relaciones de los isótopos estables de H, C, O y S se han medido y aplicado a la investigación de depósitos minerales desde la década de 1950 (Engel et al., 1958). Se han utilizado isótopos estables para descifrar el origen y la evolución de los fluidos formadores de minerales (véanse las reseñas de Ohmoto y Goldhaber, 1997; Taylor, 1997). Además, varios estudios han demostrado que las relaciones de isótopos estables se alteran comúnmente en las rocas que rodean los cuerpos en comparación con las rocas no afectadas por la alteración hidrotermal, lo que significa que se pueden delinear los halos de alteración de isótopos estables. Los halos de alteración de isótopos estables son típicamente más grandes que los halos de alteración mineralógica (es decir, alteración visual) y los halos de alteración geoquímica (Engel et al., 1958; Taylor, 1974; Criss and Taylor, 1983; Criss and Campion, 1991; Criss et al., 1991; Kesler et al., 1995; Naito et al., 1995; Vázquez et al., 1998; Kelley et al., 2006). Por lo tanto, las relaciones de isótopos estables tienen el potencial de ser una herramienta valiosa para la exploración de minerales con el fin de definir regiones de rocas que han sido alteradas por los fluidos hidrotermales. Nesbitt (1996) discutió las aplicaciones de las relaciones de isótopos de oxígeno e hidrógeno a la exploración de depósitos hidrotermales. Nesbitt (1996) discutió las aplicaciones de las relaciones de isótopos de oxígeno e hidrógeno a la exploración de depósitos minerales. Nesbitt realizó una revisión de estudios previos que mostraron halos de alteración isotópica a escala de kilómetros (o más) alrededor de diferentes tipos de depósitos minerales, en los que las relaciones de isótopos estables pueden diferir en más del 1% (más de 10). Uno de los estudios revisados por Nesbitt (1996) incluyó uno de los muy pocos ejemplos en la literatura científica de un descubrimiento de depósitos atribuido a la identificación de una anomalía de isótopos estables (Naito et al., 1995). Si bien existe evidencia científica convincente de por qué los isótopos estables deberían ser útiles para identificar rocas que han sido alteradas por fluidos hidrotermales (es decir, zonas prospectivas para encontrar mineralización económica), los isótopos estables rara vez se aplican durante la exploración de minerales. En nuestra opinión, esto se debe al gasto significativo percibido cuando se realizan estudios de "vectorización" de isótopos estables para definir halos de alteración de isótopos estables alrededor de depósitos minerales, que podrían involucrar cientos, o incluso miles, de muestras. Si se utiliza en tres dimensiones, se podrían involucrar entre miles y decenas de miles de muestras (por ejemplo, una escala similar a aquella en la que se recopilan datos litoquímicos multielemental en el fondo del pozo durante muchos programas de exploración). Además, el tiempo requerido para obtener análisis de isótopos estables suele considerarse demasiado largo para ser útil en un contexto de exploración, debido a la necesidad de acceder a laboratorios especializados, que a menudo tienen largos retrasos analíticos y / o no tienen la capacidad de analizar un gran número de muestras de manera oportuna. Los factores anteriores, junto con el uso poco frecuente de análisis de isótopos estables en estudios de casos de exploración de minerales, han llevado a un escaso conocimiento de la industria sobre la utilidad potencial de tales análisis para ayudar a identificar la alteración hidrotermal y / o la vectorización hacia la mineralización hidrotermal, particularmente en áreas donde La mineralización no aflora en la superficie, o donde falta la alteración visual. Los datos de isótopos estables pueden ser de gran ayuda durante la exploración de minerales, pero debido a los problemas relacionados con el costo, el tiempo para adquirir los datos y la incertidumbre con respecto a la interpretación de los datos, aún no se ha aplicado ampliamente fuera de los estudios académicos.
¿Un cambio de paradigma para el uso de datos de isótopos estables en la exploración de minerales? Tradicionalmente, las relaciones de isótopos estables de hidrógeno, carbono, oxígeno y azufre se miden utilizando una espectrometría de masas de isótopos de fuente de gas (IRMS). Estos instrumentos son capaces de proporcionar mediciones extremadamente precisas de relaciones de isótopos estables y pueden resolver relaciones isotópicas que difieren en tan solo un 0,01% (0,1 ‰), lo que supera con creces la precisión necesaria para resolver los cambios isotópicos
típicamente asociados con la alteración hidrotermal. Si bien estos instrumentos son extremadamente precisos, también son costosos (> US $ 250,000), delicados (necesitan ser almacenados en laboratorios con aire acondicionado y vibraciones y libres de contaminación), tienen altos costos de consumo, exigen un mantenimiento frecuente y requieren un alto nivel de capacitación. Además tener personal capacitado para operarlos. Por lo tanto, su uso está restringido principalmente a laboratorios de investigación en instituciones académicas o gubernamentales. En los últimos años, los nuevos tipos de instrumentos analíticos para la medición de las proporciones de isótopos H, C y O basados en la absorción de infrarrojos para medir las proporciones isotópicas en diferentes especies de gases han comenzado a estar disponibles comercialmente. Una de estas técnicas de absorción infrarroja es la espectroscopia de salida de cavidad integrada fuera del eje (OA-ICOS), una forma de espectroscopia de reducción de cavidad (O’Keefe, 1998; O’Keefe et al., 1999). En los últimos añ os, los instrumentos basados en OA-ICOS se han vuelto cada vez más populares para medir concentraciones de trazas de gas y la composición isotópica de muestras ambientales de agua y gas en el laboratorio y en el campo. OA-ICOS utiliza una fuente de láser que produce luz en una longitud de onda infrarroja adecuada para interactuar con las especies de gas de interés. La luz láser se admite en una cavidad con espejo altamente reflectante, en la que la luz se refleja miles de veces antes de salir de la cavidad. Como tal, se producen fuertes absorciones cuando la luz infrarroja interactúa con las especies de gas presentes en la célula, que luego pueden medirse utilizando fotodetectores (O'Keefe, 1998; O'Keefe y Deacon, 1998; O'Keefe et al., 1999). Al cambiar la longitud de onda a través de la cual opera el láser, se puede medir la concentración de diferentes isotopólogos del mismo gas y, por lo tanto, se pueden determinar las relaciones isotópicas, generalmente con una precisión similar a la del IRMS (por ejemplo, Lis et al., 2008). El desarrollo de OA-ICOS ahora ofrece una alternativa al IRMS convencional, con la capacidad de medir relaciones isotópicas en varias especies de gases (incluyendo H2O, CO2, CH4, N2O). Las ventajas documentadas de OA-ICOS en comparación con IRMS incluyen un costo de capital inicial relativamente bajo, bajo consumo de energía, tamaño de mesa de trabajo, falta de un sistema de alto vacío, sin necesidad de gases de alta pureza y operación relativamente simple. Todos estos factores contribuyen a la portabilidad de campo y reducen significativamente los costos operativos. Los factores descritos anteriormente significan que los instrumentos OA-ICOS tienen muchos de los factores requeridos para ser implementados en diferentes entornos de exploración de minerales (por ejemplo, campamentos de vuelo, instalaciones de registro de núcleos, laboratorios de análisis de sitios de minas, etc.) Sin embargo, hasta el momento, OAICOS Los instrumentos no han sido modificados ni optimizados para la exploración de minerales. En particular, los instrumentos requerirán interfaces de diferentes tipos para convertir l as fases minerales sólidas en gases adecuados para el análisis isotópico. Los instrumentos OA-ICOS disponibles comercialmente miden varias relaciones de isótopos estables diferentes de interés potencial para la exploración de minerales, incluidos los isótopos C y O en CO2 (que pueden
liberarse de los minerales de carbonato mediante acidificación) e isótopos H y O en agua y vapor de agua (que podrían liberarse de minerales de silicato hidratados y / o inclusiones de fluidos por descomposición térmica). Sugerimos que estas dos técnicas disponibles comercialmente podrían ser beneficiosas para la exploración de minerales, en base a estudios anteriores que demuestran halos de alteración de C, O y H en diferentes tipos de depósitos, mientras que otros desarrollos analíticos pueden conducir al desarrollo de sistemas OA-ICOS capaces del análisis de las proporciones de isótopos de azufre. Creemos que esta revolución en tecnología analítica representa un cambio de paradigma en la forma en que se recopilan y utilizan los datos de isótopos estables, en particular para las aplicaciones en la exploración de minerales, que exigen análisis de bajo costo y respuesta rápida. Si bien se requerirá un desarrollo sustancial del método, particularmente en la conversión de fases minerales sólidas en gases adecuados para el análisis basado en láser, tales técnicas de conversión ya son necesarias para el análisis IRMS y podrían adaptarse con relativa facilidad para su uso con técnicas OA-ICOS Criss y Taylor (1983) demostraron que los sistemas hidrotermales fósiles pueden producir zonas de agotamiento relativo 2H y 18O en las rocas que rodean los sistemas hidrotermales, debido a la interacción de los fluidos hidrotermales (que contienen agua meteórica) con las rocas. Por lo tanto, los sistemas OA-ICOS son capaces de medir la composición de H y O del agua unida a los minerales (que se extraerían calentando minerales hidratados a alta temperatura para extraer agua unida a minerales como vapor de agua) podrían ser de gran beneficio para la exploración de minerales y se han descrito métodos prometedores para medir la composición de isótopos de hidrógeno de minerales hidratados utilizando OA-ICOS (Koehler y Wassenaar, 2012). Numerosos trabajadores han demostrado que las variaciones en las proporciones de isótopos de azufre pueden ayudar a identificar más rocas prospectivas para la exploración de minerales (por ejemplo, Ripley et al., 2003), y también pueden ayudar a vectorizar hacia la mineralización alrededor de varios tipos de depósitos de mineral, incluidos los depósitos de oro orogénicos (Hattori y Cameron, 1987), depósitos exhalativos sedimentarios (por ejemplo, Goodfellow, 2004) y depósitos de pórfido cuprífero (por ejemplo, Deyell, 2006; Wilson et al., 2007). Se han informado resultados experimentales para el análisis de isótopos de azufre mediante una técnica diferente de espectroscopia de absorción infrarroja (Christensen et al., 2007), lo que aumenta la posibilidad de que la medición de isótopos de azufre mediante un sistema de espectroscopia de absorción infrarroja disponible comercialmente pueda convertirse en una realidad en el futuro. Como ejemplo de la aplicación de la espectroscopia de absorción infrarroja a la exploración de minerales, presentamos datos de isótopos de carbono y oxígeno recolectados de rocas carbonatadas que rodean el depósito de oro tipo Carlín, Nevada, recopilados utilizando una técnica analítica recientemente desarrollada basada en OA -ICOS (Barker et al., 2011). Evaluamos los halos de alteración de los isótopos de carbono y oxígeno registrados en las rocas carbonatadas que rodean el depósito tipo Carlín, y analizamos las posibles formas en que los isótopos estables en las rocas carbonatadas podrían usarse en un contexto de exploración mineral.
Tipos de depósitos minerales alojados en rocas carbonatadas Las rocas carbonatadas son particularmente susceptibles al análisis isotópico, debido a la facilidad con la que los minerales carbonatados se pueden convertir en CO2 adecuado para el análisis isotópico mediante IRMS o espectroscopia láser. Se encuentran varios tipos importantes de depósitos minerales en rocas hospedadoras ricas en carbonatos. Los ejemplos incluyen skarn y otros depósitos de reemplazo de carbonato, depósitos tipo Valle de Mississippi y depósitos de oro tipo Carlín. Los depósitos de Skarn suelen tener halos de agotamiento grandes de δ13C y 18O (hasta 1,000
m) (por ejemplo, Vázquez et al., 1998). Kesler et al. (1995) Destacaron que los halos de isótopos de oxígeno de hasta 3 km de tamaño rodean algunos depósitos de estilo manto, con los halos más grandes desarrollados arriba y en la parte superior de los depósitos, lo que significa que los halos de isótopos estables deberían ser particularmente útiles para la detección de depósitos ciegos y es probable que tengan una extensión de área significativamente mayor que los halos de alteración mineral. Los depósitos de oro tipo Carlin también tienen halos significativos de agotamiento de isótopos de oxígeno asociados con la mineralización de oro circundante (Radtke et al., 1980; Stenger et al., 1998; Arehart y Donelick, 2006). La alteración isotópica de carbonatos de roca hospedadora por fluidos hidrotermales a bajas temperaturas (<400 ° C) generalmente requerirá la recristalización de minerales de carbonato de roca hospedadora en presencia de un fluido hidrotermal (por ejemplo, disolución-precipitación y / o proceso de reemplazo), o, alternativamente, la precipitación de nuevos minerales carbonatados en el espacio poroso. Esto se debe a que el intercambio difusional de oxígeno y (particularmente) carbono entre el mineral y el fluido es excepcionalmente lento a temperaturas inferiores a 400 ° C (Farver, 1994). La composición isotópica final de oxígeno de las rocas carbonatadas que rodean los cuerpos que interactúan con el fluido hidrotermal dependerá de la composición isotópica de la roca huésped inalterado, la composición isotópica del fluido hidrotermal presente en el momento en que se produce la disolución-precipitación y la temperatura de disolución. -precipitación (que afectará el factor de fraccionamiento de equilibrio entre el mineral y el fluido). En general, las rocas que han sufrido grados más altos de reacción fluido –roca, o donde ocurrió la reacción fluido - roca a una temperatura más alta (de un fluido con composición isotópica idéntica), tendrán valores δ18O más bajos. Por lo tanto, generalmente se esperaría que las rocas de carbonato inmediatamente adyacentes a la mineralización tengan valores de δ18O más bajos que l as rocas
más alejadas de la mineralización. Con respecto a los isótopos de carbono, muchos fluidos hidrotermales tienen cantidades muchos mayores de oxígeno que de carbono, debido a la abundancia relativa de H2O en comparación con las especies que contienen carbono, como el CH4 o el CO2. En general, esto significa que es probable que los isótopos de oxígeno muestren mayores grados de reajuste isotópico en relación con los isótopos de carbono en las mismas rocas afectadas por los mismos fluidos hidrotermales. Además, las tasas de equilibrio isotópico entre CH4 y CO2 a temperaturas <300 ° C superan los 1.000.000 años (Ohmoto y Goldhaber, 1997), lo que significa que, para la mayoría de los sistemas hidrotermales relacionados con la intrusión (Cathles et al., 1997) Es probable que nunca se alcance el equilibrio isotópico entre las especies de CH4 y CO2. En los sistemas hidrotermales de baja temperatura, el equilibrio isotópico probablemente nunca se alcance entre CH4 y CO2 debido a la cinética extremadamente lenta del intercambio isotópico. Esto significa que para incorporar el carbono de las especies de carbono orgánico (como el CH4) dentro de los minerales de carbonato, se requiere la oxidación de las especies
orgánicas (que generalmente se reducirá significativamente en 13C en relación con las calizas) para permitir que el carbono se incorpore dentro CO2 y especies relacionadas de carbonato, y por lo tanto precipitado en minerales de carbonato. Por lo tanto, los valores de δ13C
significativamente reducidos en sistemas hidrotermales a baja temperatura son muy probablemente indicativos de oxidación de carbono orgánico durante el flujo de fluido hidrotermal.
Alteración de isótopos de carbono y oxígeno alrededor de los depósitos de oro tipo Carlín, Nevada Con el fin de evaluar el tamaño de las huellas de alteración de isótopos estables y evaluar los controles del flujo de fluidos alrededor de los depósitos de oro tipo Carlín, hemos analizado más de 5,000 muestras de la propiedad Goldstrike (tendencia de Carlín, Nevada, que contiene múltiples depósitos de oro que consisten en más de 60 millones de onzas [Moz] de oro contenido) y el depósito Long Canyon, noreste de Nevada (actualmente ~ 3 Moz de oro contenido) por su composición de isótopos de carbono y oxígeno. En Goldstrike, se recolectaron muestras de múltiples orificios de perforación en dos líneas de sección transversal E-W que se extendieron por unos 5 km a través de la propiedad Goldstrike (Vaughan et al., Datos no publicados, 2011). En esta contribución, presentamos los valores isotópicos recopilados a lo largo de una línea de sección elegida para intersectar el depósito de oro Screamer en la tendencia Carlin del norte y extenderse hacia el oeste del depósito, ya que existían muestras de perforación, para delinear la huella isotópica del flujo de fluido hidrotermal tanto proximal como distal al depósito Screamer. Algunas muestras se tomaron de muestras de mano del núcleo de perforación de diamante. Sin embargo, la mayoría de las muestras se recolectaron a partir de muestras trituradas y en polvo o "pulpas" que se habían producido para análisis de oro y análisis litogeoquímico tanto de la circulación inversa (RC) como de la perforación del núcleo de diamante. Demostrar la aplicación del análisis isotópico a las pulpas es de particular importancia para la exploración de minerales debido a la ubicuidad de las pulpas, que se producen durante la exploración de minerales a través de varios tipos de depósitos. Pueden ser especialmente útiles cuando se evalúan datos y se realizan análisis del material recolectado durante programas de exploración históricos, donde las pulpas pueden haberse conservado pero el núcleo no es accesible o está en condiciones aceptables para el análisis. Además, una pulpa es una muestra que comúnmente se prepara a partir de un núcleo dividido en un intervalo de varios tamaños (quizás de 1 a 6 m), o de muestras recolectadas a intervalos iguales de núcleos de perforación o chips RC, y por lo tanto debería ser más estadística. Representante de la composición isotópica de una roca sobre un volumen particular de roca que muestras de mano individuales. Sin embargo, la interpretación de los datos recopilados de las pulpas puede ser complicada si hay varias generaciones de cementos de carbonato y / o venillas de carbonato, y la homogenización de muestras de roca mediante trituración incorporará todas estas generaciones de cemento. Con el fin de evaluar los datos recopilados de las muestras de pulpa en comparación con las muestras manuales, se realizaron varias comparaciones de perforaciones utilizando pulpas preparadas a partir de muestras de mano de 20 cm de largo y las pulpas recolectadas del correspondiente intervalo de ensayo de perforación de 1,5 m (preparada a partir de un núcleo dividido). En la Figura 1 se muestran las comparaciones de los datos isotópicos recolectados de
muestras manuales con los recolectados de muestras de pulpa en tres perforaciones que abarcan intercalaciones de los tipos de roca de caliza y limonita calcárea que han sido alterados de manera variable por fluidos hidrotermales. Se observan correlaciones moderadas a fuertes (r2 = 0,32, 0,46 y 0,66) entre los valores de isótopos de oxígeno para muestras de mano y análisis de pulpa (Fig. 1). La perforación (LC555; Fig. 1) con la correlación más fuerte entre los valores isotópicos para pulpas y especímenes de mano se ubicó adyacente a un área de fuerte brecha y mineralización de oro y, en sí mismo, fue altamente brechada y alterado constantemente. Los taladros / perforación con correlaciones más débiles muestran tanto mayor (LC556) como más débil (LC553), alteración y mineralización, pero también una mayor variabilidad en la escala de metros entre rocas alteradas y no alteradas. La relación entre la muestra de mano δ18O y la pulpa δ18O es cercana a 1: 1 para los taladros / perforaciones con alteración y mineralización consistentes, mientras que la relación entre la muestra de mano δ18O y la pulpa 18O es más cercana a 0,5: 1 para los taladros / perforaciones que muestran una mayor variabilidad a escala de metros entre las rocas intercaladas. Una comparación de los valores de los isótopos de oxígeno en los taladros de perforación utilizando ambas muestras de mano y pulpa indica que ambos registran variaciones espaciales similares de la alteración isotópica en comparación con los valores de fondo (Background). Interpretamos estos resultados para indicar que el muestreo manual produce un sesgo de muestreo dentro de rocas carbonatadas altamente alteradas y mineralizadas, ya que las muestras manuales generalmente se recolectan del material más coherente, mientras que el material circundante puede ser menos coherente y podría representar horizontes más o menos susceptibles a Flujo de fluidos hidrotermales y alteración isotópica. Nuestros resultados implican que, en general, es probable que los análisis de pulpas proporcionen una estimación más representativa de la composición isotópica de las rocas carbonatadas. Dependiendo del origen de las pulpas (p. Ej., Núcleo dividido, astillado del núcleo a intervalos frecuentes), los registros detallados de vetas de carbonato, que deberían ser evidentes en el núcleo de perforación (aunque potencialmente menos obvias en chips RC), ayudarán a interpretar los resultados isotópicos en intervalos del núcleo de perforación en el que hay sobreimpresión de cementos minerales de carbonato potencialmente no relacionados con el evento hidrotermal que causó la mineralización que es de interés económico. El depósito Screamer se encuentra en la parte norte de la tendencia de Carlin, en el noreste de Nevada, y forma la parte más occidental del depósito de oro Post – Betze – Mina Goldstrike - (~ 40 de oro de Moz), el depósito de oro más grande de América del Norte. Los depósitos de oro tipo Carlin en la tendencia del norte de Carlin se encuentran en su mayoría en rocas carbonatadas de la era siluriana-devónica. El depósito Screamer tenía una estimación de recursos previa a la extracción de ~ 5 Moz (Bettles, 2002). El depósito Screamer consiste principalmente en mineralización controlada de forma estratigráfica, y el mineral se localiza principalmente en el miembro Wispy de la Formación Devoninana Popovich (Ye et al., 2003). Recolectamos pulpas de dos perforaciones que intersectaban grados de oro de más de 15 ppm dentro del depósito de Screamer, así como perforaciones tan al oeste de Screamer como existen perforaciones (~ 3 km hacia el oeste; vea la Fig. 2). Las muestras de pulpa se recolectaron de todos los tipos de roca carbonatada donde las muestras de pulpa estaban disponibles en cada taladro de perforación. El intervalo compuesto para pulpas varió entre 1.5 y 6 m. Las pulpas se analizaron para determinar las proporciones de isótopos C y O utilizando el método descrito por Barker et al (2011).
FIG1. Comparación de las composiciones de isótopos de oxígeno entre las pulpas del ensayo de perforación y las muestras de mano, con correlaciones de moderadas a fuertes (r2 = 0,32, 0,46 y 0,66) entre los valores de isótopos de oxígeno para muestras de mano y análisis de pulpa recolectados en el depósito de Long Canyon, Nevada. El taladro de perforación LC555 tiene la correlación más fuerte entre pulpas y especímenes de mano, y se ubicó adyacente a un área de fuerte brecha y mineralización de oro. Las perforaciones con correlaciones más débiles muestran alteraciones y mineralizaciones más fuertes (LC556) y más débiles (LC553), pero una mayor variabilidad a escala de metros entre rocas alteradas y no alteradas.
A nivel mundial, las rocas de la edad de Silúrico a Devónico tienen valores de 13CVPDB que varían entre –2 y + 6 ‰, y valores de δ18OVSMOW que varían entre 23 y 29 ‰ (Veizer et al., 1999). Las rocas de esta edad en el norte de Nevada que no se ven afectadas por la alteración hidrotermal se encuentran dentro del rango definido globalmente, con δ13CVPDB entre –1 y + 2 ‰, y δ18OVSMOW entre 24 y 27%. Los valores de δ13CVPDB medidos en rocas carbonatadas alrededor del depósito de Screamer
varían entre –3 y + 3, que está casi completamente dentro del rango de los valores de isótopos de carbono determinados para las rocas carbonatadas de la era de Silurian-Devonian tanto globalmente (Veizer et al., 1999) y en rocas estratigráficamente equivalentes en el norte de Nevada (Vaughan, datos no publicados, 2011). Los resultados de los isótopos de carbono muestran poca variación sistemática, ya sea en el fondo del pozo o entre perforaciones, lo que probablemente refleja las bajas concentraciones de CO2 y CH4 que se cree que están presentes en los fluidos hidrotermales de tipo Carlin. Sin embargo, los valores de δ18OVSMOW oscilan entre ~ 7 y 25 ‰, valores que son significativamente diferentes de los valores de δ18OVSMOW de las rocas de la era siluriana-devónica que no se ven afectadas por la alteración hidrotermal tanto en Nevada como a nivel mundial. El agotamiento en 18O probablemente refleja la alteración de las rocas carbonatadas por los fluidos hidrotermales, que varios trabajadores anteriores han observado en varios depósitos de oro tipo Carlin.
Los resultados de isótopos de oxígeno de una serie de perforaciones que definen una sección transversal a través de la propiedad Goldstrike se muestran en la Figura 3, junto con la concentración de orificios de perforación de oro.
Figura 2 Mapa geológico de la tendencia del norte de Carlin, que muestra la geología de la superficie y los principales depósitos de oro proyectados a la superficie (adaptado de Thompson et al., 2002). Las muestras para análisis de isótopos estables se tomaron de perforaciones seleccionadas (mostradas como círculos negros), tanto proximales como distales a la mineralización, con los resultados mostrados en las Figuras 3 y 4. La línea de sección transversal aproximada para la Figura 3 se muestra como la línea de puntos negra entre el taladro agujeros La referencia de cuadrícula se da en UTM NAD27 zona 11N
FIGURA. 3. Corte transversal a través del depósito de oro tipo Screamer Carlin en la tendencia norteña de Carlin, Nevada. Concentraciones de oro (oz / ton, datos proporcionados por Barrick Gold Corporation) se representan como líneas grises y símbolos dentro de los intervalos de roca recolectados como pulpas, mientras que los valores correspondientes de O18O para los intervalos pulpados son Se muestran como símbolos y líneas negras. Tenga en cuenta que la cantidad promedio de agotamiento isotópico (ver Fig. 4) aumenta hacia los barrenos que intersectan una mineralización significativa de oro. La variación en los valores isotópicos dentro de cada agujero de perforación representa presumiblemente el agujero de perforación que interseca múltiples vías de flujo de fluido con permeabilidad y grados variables de la reacción fluido-rock.
Figura 4 Los diagramas de caja y bigotes muestran la distribución de los valores de δ18O en los orificios de perforación que se muestran en la Figura 3. Tenga en cuenta que dentro de cada orificio se producen variaciones significativas en los valores de isótopos estables. Sin embargo, la cantidad promedio de agotamiento aumenta desde los orificios de perforación más distales hacia los orificios de perforación próximos a la mineralización, y es mayor dentro del orificio de perforación que se interseca con la mineralización (los orificios de perforación resaltados en amarillo).
En la Figura 4 se representan las variaciones en el fondo del pozo en las composiciones de 18O en forma de diagramas de caja y bigotes, que muestran los cuartiles y bigotes (rango intercuartil) medianos, superiores e inferiores de valores de δ18O medidos en cada orificio de perforación,
junto con los valores atípicos. La Figura 4 demuestra que los valores medios de δ18 O en cada orificio de perforación disminuyen hacia el centro del depósito de Screamer, con los valores de mediana más bajos en los dos orificios de perforación que intersectan una importante mineralización de oro (Au> 6 ppm en materiales compuestos de 6 m). El orificio de perforación más distal de la mineralización (~ 3 km al oeste de Screamer) tiene un valor medio de δ18O que
no se puede distinguir de los valores de background 18O de fondo determinados para las rocas huésped de carbonato, aunque contiene algunos intervalos que se agotan en 18O en comparación con las rocas huésped. Los agujeros de perforación dentro de ~ 500 ma 1 km de Screamer tienen valores medios de 18O de ~ 19 ‰, con intervalos individuales agotados como 12 ‰ y valores más altos de 25 a 26%. Los orificios de perforación de 100 a 200 m de mineralización tienen valores medios de median18O entre 16 y 19 ‰, con intervalos individuales que tienen valores de δ18O tan bajos como ~ 7 ‰. En comparación, los agujeros de
perforación que intersectan grados de oro de más de 6 ppm tienen valores medios de δ18O de ~ 16 ‰, con valores máximos de δ18O de 19 a 22 . En resumen, la huella de alteración de isótopos de oxígeno de los fluidos mineralizantes que forman depósitos que forman la propiedad Goldstrike parece extenderse por lo menos 3 a 4 km desde los cuerpos principales, con un flujo de fluido controlado probablemente por fallas y tipos de roca de alta permeabilidad. A medida que los agujeros de perforación se vuelven más proximales a la mineralización, los valores de isótopos de oxígeno en los agujeros de perforación se vuelven cada vez más variables, con más intervalos de roca encontrados con mayores grados de agotamiento de 18O. Interpretamos esto para reflejar diferentes grados de alteración de isótopos de oxígeno que reflejan diferencias en el flujo del fluido hidrotérmico controlado por variaciones en la permeabilidad primaria (por ejemplo, litológica) y secundaria (por ejemplo, falla y fractura). Se infiere que el flujo de fluidos hidrotermales aumenta hacia el centro de la mineralización de oro, lo que produce un menor δ18O proximal a la mineralización en
comparación con las rocas carbonatadas más distales a la mineralización.
DISCUSION
Nuestros estudios de relaciones de isótopos estables, realizados con OAICOS, demuestran que las rocas carbonatadas que rodean el depósito de oro tipo Screamer Carlin en la tendencia norte de Carlin, Nevada, tienen una alteración significativa del isótopo O. Estos resultados respaldan estudios anteriores sobre la alteración isotópica de los depósitos de mineral alojados en la roca de carbonato (por ejemplo, Megaw, 1990; Naito y otros, 1995; Kesler y otros, 1995; Stenger y otros, 1998; Vázquez y otros, 1998; Arehart y Donelick, 2006), que revelaron que las rocas carbonatadas que rodean diferentes tipos de depósitos de minerales hidrotermales tienen halos de alteración de isótopos C y O de intensidad variable, de diferentes tamaños. El tamaño y la distribución de la alteración isotópica probablemente estén controlados por el flujo total de los controles del fluido hidrotérmico en la permeabilidad de las rocas circundantes. Nuestros resultados sugieren que la alteración isotópica podría utilizarse para vectorizar hacia la mineralización de varias maneras diferentes, dependiendo del tipo de depósito de interés y el entorno de exploración.
Los patrones de alteración de isótopos de carbono y oxígeno en las rocas de carbonato afectadas por fluidos hidrotermales son complejos y están controlados por variaciones en la permeabilidad, mineralogía, tamaño de grano, temperatura y relaciones de fluido / roca. Por lo tanto, para interpretar las variaciones isotópicas y delinear halos de alteración isotópica con precisión, se requerirán grandes cantidades de muestras. El enfoque descrito aquí para evaluar la alteración isotópica alrededor de los depósitos minerales es único, ya que el método OAICOS recientemente desarrollado para el análisis isotópico de minerales carbonatados (Barker et al., 2011) hace que sea logístico y financieramente factible analizar el gran número de muestras requeridas (miles a diferencia de las 30 a ~ 500 muestras comunes en estudios anteriores). Las pulpas producidas para el análisis y el análisis litogeoquímico durante la exploración de minerales parecen ser un medio viable para evaluar la alteración isotópica a granel, y, por lo tanto, no se requieren necesariamente métodos de muestreo especializados (por ejemplo, muestreo manual o microdrilling cuidadosamente restringido), aunque estos más los estilos de muestreo restringidos agregarán restricciones adicionales e información sobre los patrones de flujo de fluidos hidrotermales y alteraciones asociadas. Todos los factores descritos anteriormente (bajo costo, preparación simple de la muestra y análisis simple y rápido) sugieren que el análisis de isótopos estables mediante OA-ICOS es una herramienta que puede integrarse de manera rutinaria durante la exploración de minerales. Sin embargo, se requieren estudios de casos nuevos y más amplios para demostrar el valor de los datos de isótopos estables para las exploraciones de minerales. Sugerimos que el tamaño total y la magnitud de una huella de alteración isotópica pueden reflejar el flujo general del flujo de fluido hidrotérmico a través de esas rocas y, por lo tanto, usarse para identificar áreas de rocas que tienen el potencial de una mayor dotación de metal (debido a un mayor flujo de fluidos). Por lo tanto, puede ser utilizado a escala regional. Otro uso potencial de los isótopos estables es el vector hacia regiones de roca hospedadora alterada por isótopos que han experimentado volúmenes relativamente mayores de flujo de fluido (o donde las temperaturas de los fluidos son más altas, lo que conducirá a valores de isótopos de oxígeno más bajos en minerales carbonatados que precipitan de esos fluidos) ; Por lo tanto, se pueden utilizar para la vectorización de escala de propiedades. Alternativamente, los análisis de isótopos estables podrían ser utilizados para revelar "casi fallas" al explorar el mineral, ya que los halos de alteración de isótopos estables tienen huellas relativamente grandes en comparación con otros vectores hacia la mineralización (por ejemplo, análisis, alteración visual, litogeoquímica). Además del uso de isótopos estables para la vectorización directa hacia la mineralización, se pueden usar análisis isotópicos detallados para ayudar a comprender las vías de flujo de fluidos y evaluar si los fluidos han migrado de manera generalizada a través de rocas o se han canalizado a lo largo de una orientación particular o generación de fallas (u otra litología de alta permeabilidad), y cómo esas vías se conectan entre sí. Dicha información se puede usar para ayudar a interpretar el papel que las diferentes estructuras pueden haber desempeñado en el control del flujo de fluidos, y si se deben identificar estructuras particulares o tipos de rocas durante la exploración. También puede ayudar a predecir en qué dirección migraron los fluidos. Con una densidad de muestreo suficiente, puede ser posible generar modelos tridimensionales de alteración isotópica, que luego se pueden usar para interpretar los controles sobre el flujo de fluido y las direcciones de flujo de paleofluido en tres dimensiones. Los avances tecnológicos en el análisis de isótopos estables a la luz significan que el análisis isotópico es más barato, más fácil y más rápido que nunca. El desarrollo de estas nuevas técnicas analíticas ayudará en la aplicación de análisis de isótopos estables a la exploración de minerales, pero se requerirá investigación aplicada para evaluar los mejores mecanismos para utilizar isótopos estables dentro del proceso de exploración de minerales.
