Informe Rift Volcánicos Asociados a La Mineralización 2

FIGMMG

E.A.P. de Ingeniería Geológica

TEMA:

 Curso: Vulcanología  Docente: Díaz

Huayna

 Alumnos: Alumnos:   

Aponte Padilla, Mery Tania Tania Bautista Suarez Jorge Luis Samanez Trigoso Betsi Mariel

Lima, 30 de Noviembre del 2015 C. U. UNMSM

Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica

TABLA DE CONTENIDO Contenido 1.

INTRODUCCIÓN ..................................................................................................... 2

2.

GENERALIDADES DE RIFT........................................................................................ 3 2.1 Petrografía . ............................................................................................................... 4 2.2 Composic Composición ión química. .......................................................................................... 5 2.3 Elementos trazas .................................................................................................... 8 2.4 Isótopos radiogénicos. .......................................................................................... 9 2.5 Modelo petrogenético. ....................................................................................... 12

3.

MINERALIZACIÓN ASOCIADAS........................................................................... 17 3.1 Sulfuros masivos Vulcanogénicos (VMS) ........................................................... 17 3.1.1 Génesis ...................................................................................................................... 19 3.1.2 Mineralogía Mineralogía y zonación. ........................... ..................................................... ................................................... ...................................... ............. 21 3.1.3 Alteraciones .............................................................................................................. 23 3.1.4 Clasificación Clasificación........................ .................................................. .................................................... ................................................... .................................. ......... 24

4.

ZONAS DE RIFT EN EL E L PERÚ................................................................................... 26 4.1 ESTIRAMIENTO

LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO PALEOZOICO SUPERIOR AL CRETÁCEO

MEDIO EN EL PERÚ Y BOLIVIA................................................................................... 26 4.1.1 PRIMERA ETAPA DE DELGAZAMIENTO LITOSFERICO: PALEOZOICO SUPERIOR TRIASICO, COSTA DEL DEL SUR DEL PERU .......................... .................................................... .................................................... .............................. .... 28 4.1.2 SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTO ADELGAZ AMIENTO LlTOSFERICO: PERMICO SUPERIOR JURASICO MEDIO, CORDILLER CORDILLERA A ORIENTAL DE PERU Y BOLIVIA....................... ................................... ............ 33

4.2 ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICA DEL INTERVALO PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR EN EL ÂREA DE MAL PASO PA SO – PALCA PALCA (TACNA) ...................................................................................................................... 35 4.2.1 Evolución del margen occide occidental ntal de Suda Sudamérica mérica (Gondwana) (Gondwana) .......................... 37

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TABLA DE CONTENIDO Contenido 1.

INTRODUCCIÓN ..................................................................................................... 2

2.

GENERALIDADES DE RIFT........................................................................................ 3 2.1 Petrografía . ............................................................................................................... 4 2.2 Composic Composición ión química. .......................................................................................... 5 2.3 Elementos trazas .................................................................................................... 8 2.4 Isótopos radiogénicos. .......................................................................................... 9 2.5 Modelo petrogenético. ....................................................................................... 12

3.

MINERALIZACIÓN ASOCIADAS........................................................................... 17 3.1 Sulfuros masivos Vulcanogénicos (VMS) ........................................................... 17 3.1.1 Génesis ...................................................................................................................... 19 3.1.2 Mineralogía Mineralogía y zonación. ........................... ..................................................... ................................................... ...................................... ............. 21 3.1.3 Alteraciones .............................................................................................................. 23 3.1.4 Clasificación Clasificación........................ .................................................. .................................................... ................................................... .................................. ......... 24

4.

ZONAS DE RIFT EN EL E L PERÚ................................................................................... 26 4.1 ESTIRAMIENTO

LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO PALEOZOICO SUPERIOR AL CRETÁCEO

MEDIO EN EL PERÚ Y BOLIVIA................................................................................... 26 4.1.1 PRIMERA ETAPA DE DELGAZAMIENTO LITOSFERICO: PALEOZOICO SUPERIOR TRIASICO, COSTA DEL DEL SUR DEL PERU .......................... .................................................... .................................................... .............................. .... 28 4.1.2 SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTO ADELGAZ AMIENTO LlTOSFERICO: PERMICO SUPERIOR JURASICO MEDIO, CORDILLER CORDILLERA A ORIENTAL DE PERU Y BOLIVIA....................... ................................... ............ 33

4.2 ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICA DEL INTERVALO PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR EN EL ÂREA DE MAL PASO PA SO – PALCA PALCA (TACNA) ...................................................................................................................... 35 4.2.1 Evolución del margen occide occidental ntal de Suda Sudamérica mérica (Gondwana) (Gondwana) .......................... 37

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1. INTRODUCCIÓN El magmatismo basáltico es la manifestación más espectacular de la tectónica extensional en las placas continentales. Se prestará especial atención al Rift de Africa Oriental por la gran diversidad magmática y la actividad tectónica que lo caracteriza. caracteriza. Constituye además el rift continental más grande y significativo, con un volumen erupcionado de 500.000 Km3, en suma a con los 12.000 Km3 del rift de Río Grande (USA) o los 5.000 Km3del rift Baikal (Rusia).

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2. GENERALIDADES DE RIFT Las zonas de rift continental son áreas de extensión litosférica localizadas y caracterizadas

por

una

depresión

central,

flancos

levantados

y

adelgazamiento cortical. Con esta estructura generalmente se asocia un alto flujo de calor, amplias zonas de levantamiento regional y magmatismo. En general los rifts tienen pocas decenas de kilómetros de ancho y decenas a centenares de kilómetros de largo y sus orígenes pueden deberse a distintos factores tales como colisiones continente-continente (graben del Rhin), o cuencas de retro-arco relacionadas a subducción (Río Columbia). Pero todas originan procesos de fusión en el manto subyacente en respuesta a tectónica distensiva. En general la velocidad de distensión es de dos órdenes de magnitud menor, que las zonas de distensión oceánicas, con valores de ~1 mm/año.

Modelos de desarrollo de rifts, pasivos y activos (Keen 1985).

3


El espectro composicional de los magmas erupcionados es más amplio que en los flujos de basaltos continentales. En general los basaltos pueden variar, desde tipos subalcalinos transicionales a basaltos alcalinos, basanitas subsaturadas en sílice, nefelinitas y más raramente magmas ultrapotásicos como leucititas. En algunos rifts las carbonatitas están presentes y se asocian con rocas subsaturadas en sílice. En general el volcanismo es altamente explosivo y las rocas piroclásticas pueden dominar en las secuencias volcánicas, lo que sugiere un enriquecimiento en volátiles en la región fuente. En rifts antiguos erosionados (Gardar, Groenlandia; Oslo, Noruega) han quedado expuestas las raíces, que están constituidas por rocas plutónicas como sienitas, sienitas nefelínicas y granitos alcalinos que dieron lugar en superficie a estrato-volcanes de traquita y fonolita.

2.1 Petrografía. Dada la amplia diversidad de las ZRC se han seleccionado tres tipos considerados representativos: a) Suite de basanita-fonolita de Nyamberi range y E de Kenia. b) Suite basalto alcalino-traquita del rift Gregory de Kenia. c) Suite transicional basalto-riolita del centro Boina de Etiopia. La alcalinidad (Na2O+K2O %) de estas suites decrece desde (a) a (c), con amplia variación textural desde tipos afíricos a fuertemente porfíricos, siendo similares los minerales de los fenocristales y de la pasta. Los minerales presentes son plagioclasa, olivino, clinopiroxeno rico en Ca, óxidos de Fe y Ti, y apatito. Los minerales hidratados incluyen hornblenda y biotita y están restringidos a los miembros más evolucionados de la suite basanita-fonolita, al igual que la nefelina.

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2.2 Composición química. Elementos mayores: Las lavas de las suites volcánicas de las ZRC pueden ser clasificadas usando los diagramas (Na2O+K2O) versus SiO2 (Cox et al. 1979), ya que los álcalis son incompatibles hasta estadios avanzados de fraccionamiento. 5 En general el Na2O>K2O, aunque en sectores es lo inverso. En la figura, se muestra que algunas suites volcánicas desarrollan un espectro de composiciones

de

básico

a

ácido,

mientras

que

otras

son

marcadamente bimodales. Para las que muestran un rango de variación continua es razonable suponer que los magmas más ácidos serían producidos por cristalización fraccionada desde los basaltos asociados. Mientras que en las suites bimodales, las relaciones entre magmas básicos y ácidos no son obvias.

Diagrama total de álcalis vs. Sílice (Cox et al. 1979).


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A: Análisis químicos de la suite basanita-fonolita y B: bimodal basalto-riolita del Rift Monte Kenya.


En general los diagramas de variación responden a los efectos combinados de cristalización polibárica, heterogeneidades de la fuente, desarrollo de fusión parcial variable y contaminación cortical. Por fuera de la aparente coherencia de estas tendencias, debe tenerse cuidado en la interpretación de los datos que representan líneas descendentes de líquidos verdaderos, que sólo son avalados cuando están acompañados por estudios de elementos trazas e isótopos radiogénicos. Por ejemplo en la siguiente figura se muestra la variación del porcentaje de K2O versus SiO2 de los basaltos del rift de Etiopia. El K2O se correlaciona positivamente con la sílice, con tendencia similar a los Flujos Basálticos Oceánicos. La variación de estos elementos reflejaría variable fusión parcial de una misma fuente, o también contaminación cortical progresiva, lo que puede determinarse en base a los isotopos de Sr-Nd y Pb. En el ambiente tectónico correspondiente a las ZRC, las lavas más sálicas pueden producirse por cristalización fraccionada desde magmas basálticos temporal y espacialmente asociados, en combinación con variable contaminación cortical. Alternativamente pueden producirse por fusión de una fuente independiente, en condiciones de abundancia de volátiles. Las

tendencias

fuertemente

segmentadas

se

interpretan

como

dominadas por cristalización fraccionada de olivino y plagioclasa en estadios tempranos. El clinopiroxeno no es dominante y puede cristalizar junto con la plagioclasa. Es significativo que en la suite basanita-fonolita, el clinopiroxeno domina la secuencia de fraccionamiento, mientras que en la suite transicional basalto-riolita, la plagioclasa es la fase más importante, lo que queda demostrado, para ambas suites en el diagrama Al2O3 versus SiO2.

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Variación de % peso de MgO y Al2O3 vs. SiO2, en la suite Boina y campos de variación de K2O vs. SiO2 en Etiopía.

2.3 Elementos trazas La Tabla anterior se muestra las composiciones químicas de basaltos y lavas más evolucionadas de suites volcánicas del rift de Africa oriental y Etiopia que se consideran representativos de los magmas de ZRC. Los elementos trazas incompatibles son particionados en la fase fundida, durante los procesos de fusión parcial e cristalización fraccionada. Los miembros más básicos de estas suites tienen concentraciones bajas de Ni, lo que sugiere que han sufrido fraccionamiento de olivino en el camino hacia la superficie, que tiende a incrementar la concentración de los elementos trazas incompatibles en el magma basáltico, con relación a los magmas primarios ricos en MgO. Una característica de estas suites volcánicas de Africa Oriental son las relaciones relativamente constantes de algunos elementos trazas incompatibles tales como: Nb/Zr, Ce/Zr, La/Zr y Rb/Zr, en rocas con amplia variación de la SiO2. Sólo la cristalización fraccionada puede preservar las relaciones de las concentraciones de los elementos incompatibles ya que cualquier proceso de contaminación cortical, tiende a cambiarlos.


2.4 Isótopos radiogénicos. Los datos de Nd-Sr del manto superior muestran considerable variación isotópica

y

el

manto

litosférico

subcontinental,

preserva

las

heterogeneidades isotópicas, que presentan magmas en diferentes regiones fuentes de l a placa intracontinental. 9

Elementos mayores y trazas para la suite basalto-andesita del Rift de Kenya.


Aunque la composición química e isotópica de los reservorios son temas de especulación, los xenolitos ultramáficos contenidos en kimberlitas y en basaltos

alcalinos

continentales,

confirman

la

existencia

de

heterogeneidades que exceden de lejos a los rangos de los basaltos MORB y OIB. La siguiente figura muestra la variación de 143Nd/144Nd versus 87Sr/86Sr para un amplio rango de volcanes de la ZRC. Muchos basaltos se proyectan dentro del campo mantélico que se definen como basaltos oceánicos no-contaminados (MORB + OIB), mientras que otros se proyectan fuera de ese campo. El rango de variación isotópica de los basaltos de ZRC, podría explicarse en términos de su derivación desde un reservorio en el manto. En general la fuente mantélica MORB no constituye el mayor componente de los volcanes de ZRC. En su lugar se debe considerar la posibilidad de que la mayoría derivarían de una pluma de manto de fuente OIB (rifts activos) o desde litosfera subcontinental (rifts pasivos). Los isótopos de Pb presentan variaciones de las relaciones 207Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb para las rocas volcánicas de las ZRC, permiten considerar la existencia de anomalías isotópicas a gran escala en el manto superior, diferentes a los basaltos OIB, MORB y las kimberlitas grupos I y II. La composición isotópica de Pb en clinopiroxeno y anfíbol de los xenolitos de lherzolita derivados de litosfera subcontinental y de una suite de granulitas máficas derivados del límite corteza-manto, representan el rango de composición isotópica de la litosfera subcontinental.

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Las lavas pobres en SiO2 y ultrapotásicas del campo Kikorongo del rift occidental de Africa, muestra variación isotópica de Pb. Esta lava tiene alto contenido de Cr y MgO e incluye xenolitos derivados del manto, lo que sugiere que han subido rápidamente a través de la corteza, sin haber sufrido contaminación apreciable. Por otra parte las nefelinitas de Nyiragongo muestran amplia variación isotópica de Pb con relaciones 206Pb/204Pb > 62. Para explicar estas altas relaciones isotópicasr, es necesario que la región fuente haya sufrido fuerte metasomatismo para causar el fraccionamiento extremo de U y Pb.

Diagrama de variación 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr, correspondientes a las ramas este y oeste del rift de África Oriental, para los distintos tipos de vulcanitas.

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Variación de las relaciones isotópicas de Pb, para las kimberlitas, OIB, MORB y Rift del E de Africa.

2.5 Modelo petrogenético. Actualmente se acepta que la formación de cuencas sedimentarias y rifts intracontinentales están conectados por extensión y deformación de la corteza y del manto litosférico. Los modelos teóricos asumen que el componente mantélico de l a litosfera es adelgazado más eficientemente que la corteza y como consecuencia el calor transferido hacia arriba desde la astenósfera produce una aureola térmica que genera el levantamiento o domamiento de las rocas corticales superpuestas. Dos casos son considerados: A) Rift activo: el ascenso astenosférico causa el levantamiento de la litosfera y controla la formación del rift. El ascenso de material caliente, asociado con las dorsales medio-oceánicas o a una pluma de manto simétrica a un eje. En estos ambientes los volcanes deben preceder al rifting. B) Rift pasivo: es causado por deformación diferencial en la litosfera. En este caso el rift se forma primero y el levantamiento de los flancos continuaría debido al desarrollo de pequeñas celdas de convección debajo de ellos. Se aplica como mecanismo para el origen de algunas cadenas lineales de islas oceánicas.


En los modelos petrogenéticos de zonas de rift continental (ZRC) se debe explicar la gran diversidad de magmas, desde melilíticos pobres en sílice, basanitas

y

nefelinitas,

pasando

por

carbonatitas

y

magmas

ultrapotásicos, así como rocas medianamente alcalinas y basaltos transicionales. En general estos magmas de naturaleza alcalina, enriquecidos en elementos litófilos de radio grande, sugieren derivación mantélica y desde una fuente MORB astenosférica enriquecida. Esto posiblemente se relacionaría a que por debajo de los rifts continentales la fuente enriquecida involucrada, corresponde a litosfera subcontinental antigua. En la evolución de un rift se puede observar una progresión temporal desde erupciones tempranas dominadas por magmas de origen litosférico, a tardíos dominados por fuentes astenosféricas. Un problema importante en el estudio del magmatismo de las ZRC son los roles relativos que juegan el manto astenosférico y el litosférico en la petrogénesis del espectro composicional de los magmas basálticos primarios. El adelgazamiento de la litosfera puede producir una fusión significativa por debajo del eje del rift desde la fuente de manto astenosférico. Esto genera un cambio progresivo desde la fuente astenosférica a la litosférica. La amplitud composicional de los xenolitos transportados a la superficie por los basaltos alcalinos continentales y por la kimberlitas, muestran marcadas heterogeneidades en los isótopos de Sr-Nd-Pb.

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Bailey (1983) considera que las ZRC están caracterizadas por dos asociaciones magmáticas distintas. La primera involucra a basaltos de tipos transicionales a medianamente alcalinos, fuertemente alcalinos y basanitas, los cuales fraccionan produciendo tipos más evolucionados como hawaitas, mugearitas, benmoreitas, traquitas y riolitas alcalinas. Mientras que la segunda asociación más altamente alcalina y subsaturada en sílice, incluye a nefelinitas, melilitas y leucititas, las cuales fraccionan a un residuo fonolítico.

Comparación de las características isotópicas de diversos reservorios magmáticos involucrados en la petrogénesis de (a) islas oceánicas y (b) basaltos de rift continentales activos (McDonough et al. 1985).

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Barberi et al. (1982) han clasificado a los rifts intracontinentales en tipos de altovolcanismo y de bajo-volcanismo, sobre la base del volumen de material erupcionado. Ejemplos de rifts de bajo volcanismo son la rama occidental del rift de Africa, el graben del Rhin y el graben del Baikal, que además del bajo volumen de material erupcionado, muestran baja velocidad de extensión cortical, volcanismo discontinuo, con un amplio espectro de magmas basálticos y pequeños volúmenes de diferenciados ácidos.

Predominan

magmas

subsaturados

fuertemente

alcalinos

(nefelinitas, basanitas, leucititas), con tipos transicionales que se vuelven más abundantes cuando el volumen de las erupciones se incrementa. En este ambiente Bailey (1983) sugiere que las fracturas litosféricas profundas permiten

el

flujo

de

volátiles

desde

la

astenosfera

causando

metasomatismo de la litosfera, que al sufrir fusión parcial provee los componentes mayores para el magmatismo. En contraste los rifts de alto volcanismo, tienen mayor velocidad de extensión cortical, predominando los basaltos medianamente alcalinos, con distribución bimodal de magmas ácidos y básicos. Como ejemplos se citan sectores de Kenia y Etiopía del rift de Africa Oriental y sectores del rift Río Grande (USA). En general muestran estrecha relación química con los magmas básicos y ácidos que erupcionan en los mismos sectores del rift. Así las fonolitas se asocian con nefelinitas y basanitas; las traquitas con basaltos alcalinos; las riolitas peralcalinas con basaltos medianamente alcalinos y riolitas subalcalinas. En la mayoría de los casos el magmatismo ácido se habría originado por cristalización fraccionada de basaltos asociados. El decrecimiento de la alcalinidad de los magmas erupcionados con el tiempo, podría explicarse por incremento de la fusión parcial con el ascenso de material astenosférico desde el manto.

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La composición química de los magmas erupcionados en zonas de rift de placa intracontinental dependen de una variedad de factores que incluyen la heterogeneidad química y mineralógica de la fuente mantélica, el desarrollo de fusión, la profundidad de l a fusión y la relación de transferencia de magma a la superficie, así como la existencia de reservorios de magma en niveles corticales someros. Generalmente estas provincias están caracterizadas por campos de cono-cinder y lavas basálticas que han ascendido relativamente rápido hasta la superficie sin haber sufrido cristalización fraccionada o contaminación cortical significativa. Estas provincias se caracterizan por el desarrollo de grandes estructuras volcánicas centrales, con reservorios de magma cortical en los cuales la cristalización fraccionada produce un amplio espectro de composiciones intermedias, traquitas, fonolitas y riolitas alcalinas. Esto muestra que la cristalización fraccionada en combinación con la contaminación cortical, son procesos que controlan la evolución geoquímica en muchos magmas de las ZRC. McKenzie (1984) sugiere el ascenso convectivo de plumas de manto que se originan en la discontinuidad sísmica a 670 km y los fundidos parciales ascenderían indistintamente, tanto por debajo de las rocas oceánicas como de las continentales. Esto sugiere que hay similitudes entre los rift de intraplaca continentales y las islas oceánicas. La figura anterior presenta modelos simplificados de estos dos ambientes, con estimación de las composiciones isotópicas Sr-Nd de varios reservorios mantélicos en procesos de fusión parcial, que son tomados de basaltos OIB y MORB-N. En ambos casos, continentales y oceánicos, la intrusión de plumas de manto en la base de la litosfera, aumenta la temperatura e inicia la fusión parcial. Por lo que los fundidos del manto litosférico, son una mezcla con fundidos

derivados

de

la

pluma,

composiciones químicas e isotópicas.

generando

un

espectro

de

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En las ZRC los basaltos derivan de lherzolita de espinela o granate y los estudios experimentales indican que a baja fusión parcial de peridotita con flogopita a profundidades por debajo del campo de estabilidad del anfíbol, se producen fundidos parciales altos en K2O. La fuente de magmas ultrapotásicos se ha atribuido a metasomatismo asociado a estadios tempranos de rift continental.

3. MINERALIZACIÓN ASOCIADAS En líneas generales los llamados rift volcánicos o rift oceánicos, se dan con la finalidad de generar corteza oceánica la cual conlleva un proceso de millones de años. Es durante este proceso que encontramos relacionado la generación de los llamados yacimientos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS).

3.1 Sulfuros masivos Vulcanogénicos (VMS) Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como depósitos VMS; de "volcanogenic massive sulfide") corresponden a cuerpos estratiformes o lenticulares de sulfuros presentes en unidades volcánicas o en interfases volcánico-sedimentarias depositadas originalmente en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos consisten en un 90% en pirita masiva aunque la pirrotina está presente en algunos de ellos, pero contienen cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Ba, Au y Ag; siendo típicamente depósitos polimetálicos. Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se presentan en grupos y en áreas específicas o distritos están restringidos a un nivel o a cierto número limitado de niveles estratigráficos. Estos horizontes pueden representar cambios en la composición de las rocas volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o simplemente a pausas en actividad volcánica submarina. Existe una

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Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de mena sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos. Debajo de los depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork de venillas de sulfuros en rocas intensamente alteradas, el cual parece haber sido el alimentador de los fluidos hidrotermales que penetraron para formar el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El stockwork mismo en ocasiones puede tener leyes económicas.

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Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.

El orígen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han formado por emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a volcanismo submarino (Fig. 1) y se trata de depósitos singenéticos formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la que se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos metalíferos

se

ha

incrementado

significativamente

desde

el

descubrimiento en 1970 de las fuentes termales submarinas en las dorsales oceánicas conocidas en inglés como "black smokers" debido

Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica al color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina debido a la precipitación microscópica de sulfuros producida por el contacto entre el fluido hidrotermal a temperaturas de 250º a 380ºC y el agua fría del mar. Estas fuentes termales se asocian a sistemas hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas marinas dentro de las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos y su emisión como fluidos hidrotermales en fallas o fracturas sobre todo a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional en las dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica. El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo marino, mismos que normalmente constituyen >60% del depósito, esto ocurre por: 1. Precipitación en el fondo marino 2. Reemplazo

metasomático

desde

abajo

por

los

fluidos

hidrotermales ascendentes 3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los fluidos

3.1.1 Génesis Aunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener variaciones la evolución general es l a siguiente: Etapa 1: Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita, baritina con cantidades menores de calcopirita por mezcla de fluido a 200ºC con agua de mar. Etapa 2: Recristalización y aumento del tamaño del grano de minerales por efecto de circulación de fluido a 250ºC, continúa la depositación de esfalerita, galena, etc. Etapa 3: Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el reemplazo de la porción inferior (mena amarilla) y redepositación de minerales reemplazados más arriba.

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Etapa 4: Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu disolución de calcopirita y reemplazo por pirita en la base del depósito. Etapa 5: Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al depósito (esto también ocurre en las etapas previas), mucho SiO2 se deposita en el stockwork subyacente. Etapa 6: Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los depósitos que quedan expuestos a la acción marina se oxidan y se destruyen por acción de meteorización submarina transformándose en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita. Solo si los depósitos son cubiertos se evita la meteoricación submarina y los depósitos pueden preservarse. Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en fondos marinos, de modo que su incorporación a áreas continentales, donde ellos se explotan, se produce por fenómenos tectónicos, principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que los depósitos generalmente presentan una notable deformación tectónica incluyendo pliegues y fallas. En las últimas décadas se han reconocido varios de estos depósitos recientes en las dorsales oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los depósitos submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles efectos en el medioambiente marino.

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Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación detallada en el texto).

3.1.2 Mineralogía y zonación. La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos es simple y corresponde a una mezcla de sulfuros metálicos dominados por pirita y/o pirrotina con cantidades variables de calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la bornita y calcosina pueden ser constituyentes importantes y pueden estar presentes cantidades menores de arsenopirita, magnetita y tenantita-tetrahedrita. Con el aumento del contenido de magnetita estos depósitos gradan a menas masivas de óxidos. La ganga es principalmente cuarzo y baritina, pero ocasionalmente se presenta carbonato, clorita y sericita.


La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos están zonados. La galena y esfalerita se ubican en la mitad superior de los depósitos, mientras que la calcopirita se concentra en la porción inferior y grada hacia abajo a un stockwork de venillas. Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas originales parecen ser de bandeamientos coloformes de los sulfuros con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente reflejando la depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la recristalización por la circulación subsecuente de los fluidos calientes y/o por metamorfismo posterior, lo que destruye el bandeamiento coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar en minerales bandeados en la sección superior rica en Zn de los depósitos, mientras que la parte rica en calcopirita raramente está bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones angulosas de rocas volcánicas y estructuras de sedimentos blandos (deslizamientos, marcas de carga; "slumps", "load casts"). Es relativamente frecuente la brechización hidrotermal en la porción inferior de los depósitos originando brechas mineralizadas, asimismo los deslizamientos subacuáticos pueden originar menas brechosas.

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Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico de zonación de calcopirita – pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ± esfalerita ± galena y esfalerita ± galena ± pirita ± baritina en la parte superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de rocas alteradas (cuarzo, sericita, siderita, cloritoide) con stockwork de sulfuros.

3.1.3 Alteraciones La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas subyacentes, siendo la sericitización y cloritización los tipos más comunes (Fig. 5). La alteración tiene una forma general de chimenea y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma de cono invertido) y su porción más ancha coincide con la mena masiva.


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Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociados a depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénico; las dimensiones del sistema hidrotermal pueden variar, pero los depósitos mayores se asocian a los sistemas más grandes.

3.1.4 Clasificación Los depósitos de sulfuros volcanogénicos presentan una división geoquímica en hierro, hierro-cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe destacarse que si bien existen depósitos de pirita sin cobre, nunca se encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino que siempre acompañados de sulfuros de Fe. Desde el punto de vista económico existen solo dos grupos los de Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu. Algunos depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o Au. Si bien en términos generales existen esos dos grupos principales de sulfuros masivos, existen varios tipos en la literatura dependiendo del marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber:


Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con volcanismo basáltico. Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar Mediterráneo.

Tipo Besshi: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con aporte terrígeno, grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de intraplaca. Formados en cuencas sedimentarias marinas profundas con volcanismo basáltico.

Tipo Kuroko: Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con lavas toleíticas y lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en cuencas marinas someras con volcanismo explosivo con formación de calderas en sectores de trás-arco. Los ejemplos típicos se encuentran en Japón formados en una cuenca marginal.

Tipo Noranda o Primitivos: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas volcánicas totalmente diferenciadas desde basaltos a riolitas en cuencas marinas de <1 km de profundidad. Actualmente presentes en las fajas de rocas verdes en los escudos precámbricos (como en Canadá). Su marco tectónico es materia de debate, pero parecen haberse formado en cuencas subsidentes limitadas por fallas, posiblemente en secciones de tras-arco.

Tipo SEDEX: Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras carbonosas, areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde cuencas sedimentarias por celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por calor derivado de fuentes magmáticas subyacentes. Ej. Mina Aguilar en el noroeste de Argentina.

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4. ZONAS DE RIFT EN EL PERÚ 4.1 ESTIRAMIENTO

LITOSFÉRICO DEL PALEOZOICO

SUPERIOR AL CRETÁCEO MEDIO EN EL PERÚ Y BOLIVIA La síntesis de los datos provenientes de las cuencas sedimentarias neopaleozoicas y mesozoicas de los Andes de Perú y Bolivia (8°S-22°S) y de su magmatismo asociado indica que el margen sud occidental de Gondwana

fue sometido a varios episodios de estiramiento litosferlco

durante el intervalo Paleozoico superior - Cretáceo medio. Un estiramiento pronunciado

afecto el margen del extremo sur del Perú a partir del

Carbonífero; el registro tanto sedimentario como magmático de la región de Tacna sugiere que se formó una cuenca de tipo marginal donde se derramaron volúmenes considerables de rocas volcánicas básicas entre el Pensilvaniano y el Triásico. EI registro sedimentario observable en la cuenca de Arequipa, que resulto de esta evolución, indica que el estiramiento litosferico culmino en el Jurásico medio, después de haber producido una subsidencia considerable. Más al este, procesos de rifting se iniciaron recién en el Pérmico superior en la Cordillera Oriental del Perú central y se propagaron hacia el sur (Bolivia) hasta el Jurásico medio, a 10 largo de un eje que coincide con la Cordillera Oriental actual. En el Pérmico superior - Triásico, el rifting produjo grabenes subsidentes que fueron lIenados por los depósitos aluviales rojos y vulcanitas del Grupo Mitu. EI inicio del rifting parece haber sido diacrónico, propagándose de norte a sur: edades isotópicas sobre el magmatismo Mitu tienden claramente a ser más viejas (Permico superior) en el norte, aunque edades pérmicas (280-260 Ma) también han sido reportadas al oeste y sur del Lago Titicaca. Estratos syn-rift del Mitu se depositaron aparentemente más temprano en el norte que en el sur, donde sobreyacen a una unidad parcialmente marina del Pérmico superior

- Triásico inferior que no se

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Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica depositó en un contexto de rift. La depositación de los carbonatos post-rift del Grupo Pucara progreso de norte a sur a 10 l argo del eje del rift Mitu, pero no penetro al sureste de Cusco. Un estiramiento litosferico titoniano es registrado en el oeste del Perú central por el abrupto hundimiento tectónico de la cuenca Chicama. Más al sur, en la Cordillera Oriental, la terminación del rifting fue seguida por la creación de leves relieves: una inversión suave del sistema de rift de la Cordillera Oriental en el Jurásico superior Cretáceo inferior es registrado por la progradación coetánea, hacia el oeste, de sedimentos detriticos localmente gruesos, así como por una superficie erosional pre-cretácea desarrollada sobre áreas levantadas que coinciden el eje de rifting activo durante el Pérmico superior - Triásico, A 10 largo de la región costera central actual, es decir al oeste de todas las áreas mencionadas hasta ahora, un estiramiento litosferico de edad Cretáceo medio es comprobado por la subsidencia considerable y el vulcanismo submarino de la cuenca de Huarmey. La evolución del margen centro-andino fue pOI'10 tanto dominada por estiramiento litosferico durante

-250 Ma, Este largo periodo

termino

alrededor de -93-89 Ma con el inicio del engrosamiento cortical andino. Los episodios mayo res de estiramiento

litosferico (Carbonífero [costa sur] 0

Pérmico superior [Cordillera Oriental] a jurásico medio; Cretáceo medio [Perú central]) reflejan posiblemente una evolución de los patrones de circulación astenosferica producidos por la subducción y convección mantelica a gran escala. Las heterogeneidades

litosfericas producidas

por estos procesos han

lógicamente influenciado en forma importante la distribución y las modalidades de las deformaciones más jóvenes, En particular, el Altiplano correspondía a un dominio paleo tectónico con espesor l itosferico "normal", que era Ilimitado por dos áreas alargadas caracterizadas por una litosfera adelgazada. La Cordillera Oriental de Perú y Bolivia parece resultar de la

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Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica intensa inversión tectónica, durante el Oligoceno superior - Neogene, del área adelgazada más oriental.

4.1.1 PRIMERA ETAPA DE DELGAZAMIENTO LITOSFERICO: PALEOZOICO SUPERIOR -TRIASICO, COSTA DEL SUR DEL PERU Estudios recientes (Jacay et aI., 1999; Pino et 2004 amplían al Paleozoico superior la idea que el margen centro-andino estuvo

sometido a

adelgazamiento litosferico desde el Pérmico superior hasta el Cretáceo medio (Sempere et aI., 2002, y este trabajo). En efecto, en el area de Tacna (Pino et aI., 2004 [este volumen) y en general a 10 largo de la costa surperuana (Pocoma, al norte de 110, inédito; Punta de Bombón, según W. Martinez, INGEMMET, com. pers.; área de Chala - Puerto Viejo, inédito; área de Paracas,

INGEMMET,

por confirmar), la ausencia de un hiato

cronológico perceptible entre el Grupo Ambo y la potente serie volcanica sobre yacente (Forración Chocolate y equivalentes) sugiere fuertemente que la base de la ultima es inmediatamente

posterior al Grupo Ambo y

por 10 tanto de edad Carbonífero "medio", Esta ausencia de hiato esta ilustrada

en el área de Mal Paso (Tacna) por la presencia

de una

colada basáltica intercalada en estratos relativamente finos del Grupo Ambo.

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La asociación estratigráfica entre el Grupo Ambo y la potente formación Chocolate, la cual se interpreta como producto de un magmatismo

de

arco y tras-arco extensional (Sempere et al., 2002), sugiere también que el Grupo Ambo se acumulo en grabenes temprana extensional

de una misma (pino

et

evolución al.,

formados en una etapa

en régimen marcadamente 2004

[este

volumen)).


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En efecto, el Grupo Ambo se caracteriza por una tectónica sinsedimentaria en fallas normales (Palacios, 1995). Bajo este punto de vista, se propone que el Grupo Ambo representa una unidad depositada un

al inicio de

largo periodo de estiramiento del margen peruano. EI estiramiento

produjo con el tiempo un adelgazamiento litosferico que permitió magmas alcanzaran la superficie. por

que

Esta deduce ion está comprobada

la evidencia de un volcanismo

importante de edad Carbonífero

"medio" en la parte cuspidal del Grupo Ambo del Perú central (Cordi Ilera Oriental y Faja Subandina), donde se ha descrito local mente mas de 600 m de ignimbritas, continentales

andesitas

(Megard,

y/o dacitas intercaladas con depositos

1978). Hacia

al este,

piroclastitas

algo

retrabajadas están constantemente intercaladas en 10 que se describe como la parte basal (Pensilvaniano temprano) del Grupo Tarma (Megard, 1978). La hipótesis Paleozoico

que las coladas

superior

a

básicas

Cretáceo

a Estiramiento litosferico, medio,

Perú

y

Bolivia

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4.1.2 SEGUNDA ETAPA DEL ADELGAZAMIENTO LlTOSFERICO: PERMICO SUPERIOR -JURASICO MEDIO, CORDILLERA ORIENTAL DE PERU Y BOLIVIA EI rifting Pérmico superior - Triásico se desarrolló diacronicarnente

en la

Cordillera Oriental de Peru (Megard,1973,1978; Laubacher, 1978; Nobleet al., 1978; Dalmayrac et al., 1980; Kontak et al., 1985; Rosas & Fontbote, 1995; Rosas et al., 1997; Jacay et al., 1999), extendiendose

a Bolivia en

el Triásico- Jurásico medio (McBride etal., 1983; Sempere, 1995; Sempere et al., 1998, 1999,2002).

EI eje principal

del sistema de rift coincidía

aparentemente

con el eje de la Cordillera Oriental en ambos países La

reconstrucción

del sistema

de rift en mapa muestra que este se

separaba en dos ramales a -I 90S EI ramal sureste, "de Entre Rios", se extendía en la Faja Subandina Chaqueria y se amortiguaba en el área de la frontera entre Bolivia y Argentina. EI ramal austral, "de Tu pi z a ", tiene

ah or a una or ie n t ac io n NOIOE

y aparentemente se extiende

en la Puna argentina. En mapa, esta geometría paleotectonica recuerda el actual sistema de rift del mar Rojo, que se separa al norte entre eI inactivo gol fo de Suez y el rift activo del gol fo de Aqaba, el cual se prolonga por el sistema transcurrente del mar Muerto En 10 que sigue consideramos

el "ramal de Tupiza"como la continuacion

austral del eje principal del rift, En el Perú, estratos de edades pérmicas a jurásicas se reparten depositaron (McLaughlin,

entre

los grupos

respectivamente

Mitu

en contextos

1924; Steinmann,

y Pucara,

que

se

continentales y marinos

1929; Harrison, 1943, 1951; Jenks, 1951;

Newell et al., 1953). EI Grupo Mitu aflora mayormente

en la Cordillera

Oriental del Perú central y sur, y se acumu!o en grabenes subsidentes, reflejando el rifting

Pérmico

superior-Triásico

(e.g .. Megard,

1978;

Dalmayrac et aI., 1980; Kontak et al., 1985). AI noroeste de Cusco, el Grupo Pucara (Triasico superior-Liasico) (Fig.

3);

tiene una distribución

consiste dominantemente

más

amplia

de carbonatos que se depositaron

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Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica durante el hundimiento terrnico (thermal sag) que siguio el rifting inicial en esta región; más al sur, areniscas fluvio-eolicas espesas durante

este

periodo

se depositaron

de hundimiento térmico (Sempere et aI., 1998,

1999, 2000 a 2002). En los grabenes producidos por el rifting, estratos del Paleozoico superior, conformables o deformados, fueron general mente preservados debajo

del Grupo Mitu, mientras fueron erosionados

hombros del rift (rift shoulders).

Un magmatismo

por

de los vecinos intenso

ocurrió

comúnmente en profundidad bajo el piso de los grabenes, y se derramaron rocas volcánicas

predominantemente alcalinas.

Edades

isotopicas

coherentes obtenidas sobre rocas volcánicas y plutónicas indican que el rifting Mitu se desarrolló del Pérmico superior al Jurásico medio (Tabla I; ver Kontak et al. [1985, 1990], Soler [1991]. y Jacay et al. [1999], para resefias).

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4.2 ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICA DEL INTERVALO PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR EN EL ÂREA DE MAL PASO – PALCA (TACNA) Adan PINO l, ThielTY SEMPERE 2, Javier JACAy:I & Michel FORNARI Observaciones nuevas efectuadas en el área de Mal Paso - PaIca (Tacna) así como reinterpretaciones de informaciones publicadas conducen a reformular la historia geológica local y regional. Esta evolución fue dominada por un largo proceso de adelgazamiento litosférico a partir del Paleozoico superior, el crecimiento local de un arco volcánico a partir del Cretáceo inferior, y la migración del mismo hacia su posición actual en el Eoceno superior u Oligoceno basal. En su etapa incipiente el rifting produjo grabenes donde se depositaron la Formación Machani y el Grupo Ambo. A partir del Pensilvaniano, el adelgazamiento litosférico alcanzo un estado suficiente para producir cantidades considerables de magma básico, cuyas coladas se apilaron para conformar la potente Formación Junerata. Es probable que este proceso lIego a crear una cuenca marginal al sur de 10 que hoy en día es el sistema de fallas Incapuquio. La zona de estudio se encontraba en el borde noreste de esta cuenca. En este borde de tipo pasivo, el proceso efusivo termino en el Jurásico basal, mientras prosiguió en áreas ubicadas más al sur (Arica, Morro de Sama, etc.). La historia geológica regional fue dominada por el desarrollo de un proceso de rifting de trasarco a partir del Paleozoico superior. La identificación de este proceso es Lina clave fundamental para explicar la acumulación posterior de una espesa sucesión volcánica y sedimentaria. La actividad del magmatismo Junerata, la rápida profundización de las facies en dirección suroeste registrada en las formaciones Pelado y San Francisco, y el considerable espesor que presentan las unidades de edad Paleozoico superior a Cretáceo inferior, son claros indicios del desarrollo de

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Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica un cuenca muy subsidente en el extremo sur del Perú. Un proceso de rifting también puede explicar la deposición de la Formación Machani y del Grupo Ambo registrados en el área de Huacano: en efecto, es lógico considera' que estos depósitos mayormente continentales representan los primeros sedimentos acumulados en la etapa incipiente del proceso de rifting, que en este casa se habría iniciado en el Devónico o Misisipiano. Siguiendo esta hipótesis, la evolución geológica reconstruida en la zona de estudio se puede resumir de la siguiente manera: • Un proceso de adelgazamiento litosférico se inició en el Paleozoico superior (Devoniano 0 Misisipiano inferior). En su etapa incipiente el rifting produjo grabenes donde se depositaron la Formación Machani y el Grupo Ambo. • En el Pensilvaniano, el adelgazamiento 1itosférico alcanzo un estado suficiente para producir cantidades considerables de magma básico, coma 10 evidencian las numerosas coladas basalticas de la potente Formación Junerata. Es probable que este proceso mantélico. Coma manifestado por este abundante magmatismo que duro por 10 menos 120 Ma, llego a crear una cuenca marginal. • En la zona de estudio, que se encontraba sobre el borde noreste, "pasivo", de esta cuenca marginal, el proceso efusivo termino en el Jurásico basal, mientras prosiguió en áreas ubicadas más al sur (en Arica existen lavas almohadilladas Calovianas; Douglas, 1920). • Entre el Sinemuriano y el Valànginiano, la zona de estudio era parte del margen continental subsidente, de tipo pasivo, de la cuenca marginal. Ahí se acumuló una potente serie sedimentaria, que registra una profundización durante el intervalo Sinemuriano-Toarciano medio, un estado de cuenca profunda del Toarciano superior al Caloviano inferior, y una somerización por' progradación clástica cuarzosa, desde el noreste, a partir del Caloviano, hasta el Valanginiano.

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Universidad Nacional Mayor de San Marcos EAP de Ingeniería Geológica • Aproximadamente a partir del Hauteriviano, el registro estratigráfico indica el desarrollo de un arco vo1canico en las cercanías de la zona de estudio. • Un arco volcánico ocupo el área de estudio durante la época Toquepala (Cretáceo inferior 0 superior – Eoceno medio 0 superior). El arco estuvo ubicado en la actual Cordillera Occidental por' 10 menos a partir del Oligoceno medio. El sistema de fallas Incapuquio y Challaviento estructuro la parte de la cuenca que corresponde a la zona de estudio, probablemente desde la iniciación del rifting. Esta deducción plantea la posibilidad de que este sistema es mucho más antiguo que 10 que se ha considerado hasta la fecha. El eje de la cuenca se ubicaba al suroeste de la zona de estudio y tenga probablemente una orientación noroeste-sureste, paralela al sistema de fallas syn-rift registrado tanto en el área de Arequipa, coma en la zona de estudio (Sistema de Fallas Incapuquio y Challaviento).

4.2.1 Evolución del margen occidental de Sudamérica (Gondwana) El estiramiento del margen continental de Paleozoico superior a Cretáceo inferior de Tacna

Gondwana occidental durante el intervalo Pérmico

superior - Jurásico medio genero una serie de cuencas alargadas de tipo rift, con una orientación general SE-NO, a 10 largo de 10 que hoy en día es la Cordillera de los Andes. Por ejemplo, un sistema de rift se desarrolló entre el Pérmico superior y el Jurásico media en la Cordillera Oriental del Perú y Bolivia (Kontak el al.. 1985; Sempere el al.. 2002a, 2004

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Informe Rift Volcánicos Asociados a La Mineralización 2

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