franja numero 22
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Estudio de la franja número 22 del mapa metalogenético del Perú; describiendo los recursos minerales encontrados y el tipo de yacimientos al que pertecenen.TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD PRIVADA DEL NORTEFACULTAD DE INGENIERÍA
ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA DE MINAS
“FRANJA METALOGENÉTICA N° 22”
CURSO : GEOLOGIA MINERAL
DOCENTE : ING. WILVER MORALES CÉSPEDES
ALUMNAS:
BECERRA VÁSQUEZ, LORENA
1Cajamarca, Noviembre del 2014
RESUMEN
La metalogénesis de Perú está estrechamente ligada a la evolución geotectónica, en particular al
magmatismo y estructuras. El Perú está caracterizada por una compleja historia en la evolución
geológica, donde el registro reconocido señala que los procesos relacionados con la subducción
se extiende tan atrás como el Paleozoico. Su metalogénesis está determinada por el marco
tectónico de los Andes, el que corresponde a un margen continental activo con subducción de
corteza oceánica bajo el continente sudamericano. Estos bloques han controlado la evolución y
el emplazamientos de los yacimientos minerales, definiendo varias franjas metalogenéticas,
como las franja de depósitos de W-Mo-Cu relacionados con intrusivos del Mioceno superior
del Perú.
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ÍNDICE
RESUMEN...............................................................................................................................II
ÍNDICE...................................................................................................................................III
INDICE DE FIGURAS..........................................................................................................III
INDICE DE TABLAS............................................................................................................IV
INTRODUCCION....................................................................................................................1
OBJETIVOS..............................................................................................................................2
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS....................................................................................2
LINKOGRAFÍA.......................................................................................................................2
INDICE DE FIGURAS
No se encuentran elementos de tabla de ilustraciones.
INDICE DE TABLAS
No se encuentran elementos de tabla de ilustraciones.
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INTRODUCCION
Las franjas metalogenéticas representan épocas de mineralización que se extienden a lo
largo de sistemas de fallas regionales y litologías que han favorecido la mineralización de
depósitos minerales.
De esta manera se han determinado 25 franjas metalogenéticas, de las cuales se estudiará la
22; que son depósitos de W-Mo-Cu relacionadas con intrusivos del Mioceno superior, que
se ubica en la cordillera occidental del centro del norte (8º-10º). La mineralización se asocia
con granitoides de la cordillera blanca, cuyo emplazamiento se encuentra controlado por
fallas NO-SE y N-S del sistema de la cordillera blanca. Los depósitos mas representativos
son pasto bueno, mundo nuevo, nueva california, lacabamba y señor de la soledad. Las
estructuras mineralizadas son vetas con cuarzo-hubnerita-ferberita-cobres grises, con
edades entre 9 y 6 Ma. Las fallas de la cordillera blanca serian corticales profundas.
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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OBJETIVOS
OBJETIVO GENERAL
Conocer las características geológicas del emplazamiento de la Franja de Depósitos
de W-Mo-Cu relacionados con intrusivos del Mioceno superior.
OBJETIVOS ESPECIFICOS
Conocer la ubicación de la Franja XXII
Conocer las características estructurales y mineralización de la franja XXII
Determinar la Edad de la Franja XXII
Conocer los depósitos presentes en esta franja
DEPÓSITOS DE W-MO-CU RELACIONADOS CON INTRUSIVOS DEL
MIOCENO SUPERIOR.
1. UBICACION
Se ubica en la Cordillera
Occidental del norte del Perú
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA DE MINAS(8º-10ºS) y en general corresponde a la Cordillera Blanca y alrededores (Fig. 33).
La mineralización de W-Cu se asocia con granitoides del Batolito de la Cordillera
Blanca, cuyo emplazamiento se encuentra controlado por fallas NO-SE y N-S del
sistema del mismo nombre. Los depósitos más representativos son Pasto Bueno,
Mundo Nuevo, Nueva California, Lacabamba y Señor de la Soledad. Las
estructuras mineralizadas presentan principalmente geometrías de vetas con
contenidos variables de cuarzo- hubnerita-ferberita-cobres grises. Las edades
de mineralización varía entre 9 y 6 Ma.
2. CARACTERISTICAS
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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UNIVERSIDAD PRIVADA DEL NORTEFACULTAD DE INGENIERIA
ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA DE MINASEstá controlada por las reactivaciones de las fallas NO-SE Y N-S
La “falla inversa NO-SE” se genera por compresión. Tiene movimientos horizontales
donde el bloque superior se encuentra por encima del bloque inferior. Ocurre en áreas
donde las rocas se comprimen unas contra otras de forma que la corteza rocosa de un
área ocupa menos espacio, generando un área expuesta de la falla llamada “saliente”.
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA DE MINAS Las edades K/Ar del batolito indican que estas van desde 13.7 a 2.7 Ma (Stewart et al.,
1974). Sin embargo dataciones U/Pb y 40Ar/39Ar dan edades de emplazamiento que
varían entre 13 y 10 Ma para las dioritas y tonalitas más viejas, mientras que los
leucogranitos que hacen la mayor parte del batolito dan edades de emplazamiento de 6 y 5
Ma (Mukasa, 1984; Petford y Atherton, 1992; Atherton y Petford, 1996). En consecuencia,
las edades de emplazamiento de las rocas del batolito coinciden con los picos de
acortamiento cortical (12-10 Ma) y levantamiento en el norte del Perú (Kono et al., 1989)
en un contexto de la orogenia andina del Mioceno.
3. GEOLOGIA
La geología está caracterizada por el Batolito de la Cordillera Blanca (Mioceno superior) y
su encajonantes que corresponden a rocas sedimentarias jurásicas y cretácicas. El batolito
es metaluminoso del tipo S, mayormente compuesto por tonalita-diorita, leucogranodiorita,
cuarzodiorita (SiO2 desde 52 a 77%), ricos en Na. Estas características son similares a las
rocas originadas por fundido de cortezas oceánicas subductadas. El origen de las rocas del
Batolito de la Cordillera Blanca se explican mejor con la fusión parcial de la corteza
inferior de composición basáltica que produce fundidos con alto contenido de Na,
concentraciones empobrecidas de elementos de tierras raras pesadas, alto Al
(trondhjemitas) con residuos mineralógicos de granate, clinopiroxeno y anfíbol. Este tipo
de magmas ricos en Na son característicos en cortezas espesas de los Andes y son
significantemente diferentes de los magmas típicos calco alcalinos de tonalita-granodiorita
(Petford y Atherton, 1992). Por otro lado, el batolito está sobre una corteza de 50 km de
espesor y aparentemente por sus características peraluminosas y su ubicación, a lo largo del
sistema de fallas de la Cordillera Blanca, sugeriría un reciclamiento de la corteza
continental, lo cual es comúnmente conocido como un importante incremento en magmas
dentro de márgenes activas. Sin embargo, la peraluminisidad y el carácter S aparente del
batolito serían un artefacto de la deformación y el levantamiento a lo largo de alineamientos
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA DE MINAScorticales importantes (Petford y Atherton, 1992) pero que tendría que ver con la
mineralización de esta faja.
Una de las características más saltantes de la Cordillera Blanca es la exhumación del
batolito y las rocas adyacentes. Este fenómeno ha ocurrido a lo largo de la falla normal de
la Cordillera Blanca que se extiende por aproximadamente 170 km a lo largo de su borde
oeste (Schwartz, 1988). La falla tiene una pendiente que varía entre 35° y 45º al oeste y
sigue activa (Schwartz, 1988; Farber et al., 2000). Nuevos datos U/Pb de zircones
cristalizados indican que el batolito comenzó a enfriarse entre 8 y 5 Ma (Giovanni et al.,
2008). Las edades de enfriamiento a partir de 40Ar/39Ar estudiados en biotitas y
feldespatos potásicos revelan una exhumación simultanea entre 6 y 4 Ma, sin embargo, las
proporciones de exhumación vertical se han reducido desde hace 3 Ma (Giovanni et al.,
2008). En consecuencia, la falla de la
Cordillera Blanca es del tipo detachment (McNulty y Farber, 2002) con un frente de
escarpa mostrando un espesor mayor a 1 km de un cinturón de milonita, que tiene varios
cientos de metros de desplazamiento, con movimientos sinestrales y normales. Por lo tanto,
esta zona deformada tiene que ver con el emplazamiento del batolito, el levantamiento muy
rápido y también con las mineralizaciones.
Además del Batolito de la Cordillera Blanca, la geología está caracterizada por rocas s
edimentarias de la cuenca occidental de dirección NO-SE que comenzó a individualizarse
en el Jurásico. La Formación Chicama del Jurásico superior está conformada por lutitas
marinas, de color negro y carbonosas que contienen pirita. La base no se observa y el
espesor es difícil de determinar por los niveles de despegue encima de un substrato
desconocido (Wilson et al., 1967).
Luego se tiene al Grupo
Goyllarisquizga del Cretácico inferior
conformado por las formaciones
Chimú, Santa, Carhuaz y Farrat, que
es una sucesión de más de 600 m de
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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marinas, que luego evolucionan a areniscas fluviodeltaicas. Hacia el este, en la franja XXII,
la Formación Chicama no aflora y el Grupo Goyllarisquizga se hace más delgado debido a
la presencia del alto o geoanticlinal del Marañón (Wilson et al., 1967). El paso de la cuenca
occidental hacia el alto está dado por un sistema de fallas que fueron normales durante la
sedimentación pero que en el cenozoico jugaron como fallas inversas producto de las
deformaciones andinas, los que originaron el engrosamiento de la corteza. Este sistema es
conocido como faja plegada y corrida del Marañón, y las fallas de la Cordillera Blanca,
hacen parte de este sistema.
4. DEPOSITOS PRESENTES EN LA FRANJA
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
Pasto Bueno (Cu,W)
Jacabamba(Mo
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5. PASTO
BUENO El yacimiento de Pasto Bueno es la única explotación de tungsteno en el Perú. Fue
descubierto a comienzos del siglo pasado en el extremo noreste del batolito de la Cordillera
Blanca, al norte de la Región de Ancash. Las labores extractivas, por minería subterránea,
comenzaron en 1910 y desde entonces ha tenido una explotación más o menos continua
hasta la actualidad.
DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA DE MINASSe trata de un depósito de vetas de cuarzo con hübnerita, acompañados por sulfuros de
metales base, además de fluorita y carbonatos; emplazadas a través de fracturas que afectan
tanto al stock intrusivo cuarzo-monzonítico como a sus encajantes metasedimentarios
(pizarras de la formación Chicama y cuarcitas de la formación Chimú).
Los principales estudios sobre su formación metalogenética, realizados en los años 60-70
del siglo pasado, caracterizaron al depósito como un greisen de W, habiendo quedado
dicha información vigente hasta la actualidad.
En esta ocasión, se presentará una revisión y actualización de dicho modelo formativo, a
partir de estudios de microtermometría de inclusiones fluidas, con el objetivo de guiar
futuras exploraciones en el área.
El deposito mineral W-Cu de Pasto Bueno es el representante típico de esta franja. La
mineralización ocurre en vetas de cuarzo, casi verticales, asociadas con el stock cuarzo
monzonítico de Consuzo que está emplazado en secuencias de lutitas de la Formación
Chicama y cuarcitas de la Formación Goyllarisquizga (Landis y Rye, 1974). El stock de
Consuzo presenta una alteración del tipo greisen que es pervasiva e intensa. Trazas de
Fisión en esfena del stock registra una edad de 9.5 ± 0.2 Ma (Naeser: en Landis y
Rye,1974). El stock exhibe 4 conjuntos de alteraciones pervasivas aproximadamente
zonadas que va de potásica a fílica-sericítica, argílica y propilítica. Conjuntos de greisen de
zinnwaldita, fluorita, pirita, escaso topacio y turmalina ocurre en la zona fílica. La mena
principal está conformada por wolframita, tetrahedrita/tenantita, esfalerita, galena y pirita
con una ganga de cuarzo, fluorita, sericita y carbonatos. Stockworks con diseminaciones de
molibdenita, calcopirita y wolframita ocurre en las exposiciones más profundas del núcleo
del stock. También están presentes, pero en menores proporciones, molibdenita, calcopirita,
bornita, arsenopirita, enargita, estolzita, scheelita, zinnwaldita, topacio, tungstita (Landis y
Rye, 1974).
Las vetas son de dirección aproximadamente N-S y poco angostas de 0.3 a 0.5 m de
potencia y buzamientos verticales de 75º al este y los vugs son largos de 80 cm de diámetro
promedio. Algunas vetas cortan los cabalgamientos que afectan las formaciones Chicama y DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA DE MINASChimú. Las vetas pueden estar en rocas sedimentarias o intrusivas. Estudios detallados de
la paragénesis mineral establecen 3 mayores divisiones reconocibles: greisen, vetas y vugs.
Las inclusiones fluidas sugieren que los fluidos de los greisens y las vetas tempranas fueron
muy salinas (> 40 wt% NaCl), alta temperatura (500 a 400ºC) derivados de soluciones
magmáticas. Los subsecuentes fluidos mineralizantes de las vetas principales alcanzaron
temperaturas de 290 a 175ºC y una salinidad del rango de 2 a 17 de NaCl equivalente. La
ebullición de las soluciones mineralizantes está indicada solamente para los greisen y las
etapas tempranas de la actividad hidrotermal (Landis y Rye, 1974).
El control estructural de estos yacimientos está dado por la superposición de dos estilos
estructurales, fallas normales en bloques con alto ángulo sobre impuestos a los
cabalgamientos más antiguos con vergencia NE (Landis y Rye, 1974). Las zonas de
cabalgamientos son mucho más antiguas que la mineralización y en general cerca del stock
y dentro de la aureola de metamorfismo de contacto. Las fallas normales que controlaron la
exhumación del batolito, fueron importantes ya que constituyeron los conductos para llevar
las aguas meteóricas que tuvieron que ver con la precipitación de wolframio (Landis y Rye,
1974).
Los isótopos de Sr de las inclusiones fluidas de agua, los minerales ricos en Sr y las rocas
definen las probables fuentes de solutos en los fluidos mineralizados de los depósitos de
Pasto Bueno (Norman y Ladis, 1983). El stock cuarzo monzonita tiene isótopos de
87Sr/86Sr que varían de 0.7056 a 0.7074 y que han intruido a lutitas jurásicas y areniscas
cretácicas que tienen 87Sr/86Sr de 0.7169 y 0.7158 respectivamente. Los valores de
87Sr/86Sr de las aguas de las inclusiones fluidas en los minerales hospedantes como el
cuarzo, wolframita, pirita, y esfalerita, además de la rodocrosita y la florita varían de
0.7058 a 0.7239 con Rb/Sr ≤ 0.027, lo que sugiere una fuente magmática profunda que
relaciona genéticamente al stock con los fluidos hidrotermales. Los estudios geológicos
previos, así como las inclusiones fluidas y los isótopos estables indican claramente la DEPOSITOS DE W-Mo-Cu RELACIONADOS A INTRUSIVOS DEL MIOCENO SUPERIOR
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1983). La independencia de variables de δD y 87Sr/86Sr indican que la wolframita fue
depositada desde el tungsteno en solución de un magma derivado, cuando una gran
cantidad de flujo de agua meteórica (30-50%) causó la precipitación por una simultanea
baja en la temperatura del fluido, decrecimiento de la salinidad, un incremento del pH y la
fugacidad de oxigeno (fO2) del fluido. Además, la mineralización de sulfuros fue desde
fluidos mineralizados mezclados y derivados, aun cuando una fuente magmática de sulfuros
y posiblemente metales base es indicado, y que la fluorita está relacionada con fluidos
derivadas, tanto del agua, como de los solutos del stock (Norman y Ladis, 1983).
6. MINERALOGIA Y TEXTURAS
7. GEOQUIMICA
8. DISTRIBUCION TEMPORAL Y ESPACIAL
9. EJEMPLO MUNDIAL
10. MINERALES DE LAS PEGMATITAS
11. IMPORTANCIA ECONÓMICA DE LAS PEGMATITAS (CUANTIFICAR
LOS PRECIOS)ROXANA
12. USOS DE LAS PEGMATITAS
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CONCLUSIONES
Las reactivaciones de los sistemas de fallas regionales, producto de la evolución andina,
han
jugado un rol substancial en la evolución de cuencas, actividad magmática y sobre todo en
la
distribución espacial y temporal de los depósitos metálicos
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
LINKOGRAFÍA
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