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DEPÓSITOS MINERALES EN MÉXICO: NUEVAS PERSPECTIVAS YAVANCES EN SU ESTUDIO

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GEOSGEOSGEOSGEOSGEOS, Vol. 24, No. 2, Noviembre, 2004

SE01-1

GEOCRONOLOGÍA POR RE-GEOCRONOLOGÍA POR RE-GEOCRONOLOGÍA POR RE-GEOCRONOLOGÍA POR RE-GEOCRONOLOGÍA POR RE-OS Y U-PB DEL DEPÓSITOOS Y U-PB DEL DEPÓSITOOS Y U-PB DEL DEPÓSITOOS Y U-PB DEL DEPÓSITOOS Y U-PB DEL DEPÓSITOTIPO PÓRFIDO CU-TIPO PÓRFIDO CU-TIPO PÓRFIDO CU-TIPO PÓRFIDO CU-TIPO PÓRFIDO CU-AU DE EL ARCOAU DE EL ARCOAU DE EL ARCOAU DE EL ARCOAU DE EL ARCO, BAJA CALIFORNIA,, BAJA CALIFORNIA,, BAJA CALIFORNIA,, BAJA CALIFORNIA,, BAJA CALIFORNIA,

MÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICO

Valencia Victor A.1, Weber Bodo2, Ruiz Joaquin1, BarraFernando1, Gehrels George1 y López Martínez Margarita2

1 University of Arizona, USA2 Depto. de Geología, CICESE

[email protected]

El Pórfido cuproaurífero de El Arco localizado en el centro deBaja California, presenta características únicas comparado con otrosdepósitos tipo pórfido clásico en México y sur Arizona. Estascaracterísticas son su ambiente tectónico de formación (arco insular),edad, y alteración hidrotermal.

Por mas de treinta años una edad Cretácica (93-138 Ma) ha sidoasignada para el depósito de El Arco, la cual ha sido usada enmúltiples interpretaciones en la evolución Mesozoica del margenPacífico.

Aquí, nosotros presentamos nuevos datos geocronológicos pordos métodos isotópicos robustos (Re-Os en Molibdenita y U-Pb enzircones), para determinar la edad de mineralización y cristalizacióndel yacimiento tipo pórfido de El Arco.

Nuestros nuevos datos geocronólogicos asignan una edad decristalización del Jurásico Medio de 164.7±6.7 Ma (U-Pb), que es lamisma que la edad de mineralización de 164.1±0.4 Ma (Re-Os).Estas nuevas edades están en desacuerdo con las determinacionesgeocronológicas previas (K-Ar), las cuales sugerían una correlacióncon el arco insular Alisitos (Cretácico medio), en lugar de esonosotros creemos que el área de El Arco-Calmalli puede ser maspropiamente asociada con el complejo volcánico-plutónico SanAndres-Cedros (~166 Ma). También sugerimos que el bloque de ElArco-Calmalli es parte de un sistema de arco intraoceánico como eldescrito para la región de Vizcaino-Cedros que fue acrecionada alcontinente durante el Cretácico (~98-110 Ma) y por ultimo, lapresencia de un arco continental Jurasico en el continente (Tosdal etal, 1989) y la presencia de rocas de arco insular de la misma edad,indica la presencia de dos arcos magmáticos (uno Continental y el otrooceánico).

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EVOLEVOLEVOLEVOLEVOLUCIÓN DEL PÓRFIDO CUPRÍFERO DE LA CARIDUCIÓN DEL PÓRFIDO CUPRÍFERO DE LA CARIDUCIÓN DEL PÓRFIDO CUPRÍFERO DE LA CARIDUCIÓN DEL PÓRFIDO CUPRÍFERO DE LA CARIDUCIÓN DEL PÓRFIDO CUPRÍFERO DE LA CARIDAD,AD,AD,AD,AD,SONORA, MÉXICOSONORA, MÉXICOSONORA, MÉXICOSONORA, MÉXICOSONORA, MÉXICO: BASADO EN ANÁLISIS DE: BASADO EN ANÁLISIS DE: BASADO EN ANÁLISIS DE: BASADO EN ANÁLISIS DE: BASADO EN ANÁLISIS DE

INCLINCLINCLINCLINCLUSIONES FLUSIONES FLUSIONES FLUSIONES FLUSIONES FLUIDUIDUIDUIDUIDAS, ISÓTOPOS DE S, OAS, ISÓTOPOS DE S, OAS, ISÓTOPOS DE S, OAS, ISÓTOPOS DE S, OAS, ISÓTOPOS DE S, O, H, U-PB Y, H, U-PB Y, H, U-PB Y, H, U-PB Y, H, U-PB YRE-RE-RE-RE-RE-OSOSOSOSOS

Valencia Victor A, Ruiz Joaquin, Eastoe Christopher, GehrelsGeorge y Barra FernandoUniversity of Arizona, USA

[email protected]

Los pórfidos cupríferos (PC) representan la principal fuente decobre del mundo. En México, solo tres depósitos de este tipo seencuentran en producción de los cuales solo dos (Cananea y LaCaridad) son de clase mundial. Aquí presentamos nuevos datos sobrela evolución del depósito La Caridad, aportando un mayorconocimiento en PC que ayuden en el desarrollo en programas deexploración en México.

El PC La Caridad, localizado en el Noroeste de México, es elmayor productor de cobre en México (~150,000 ton Cu) y el másjoven entre los PC del Suroeste de Norte América. Este depósito estáubicado estructuralmente en un ‘horst´ en un área dominada porrocas volcánicas e intrusivas.

El intrusivo cuarzo-monzonítico responsable de la mineralización(~54 Ma) se emplaza en la zona de debilidad del contacto entreandesitas (63.5 Ma) y granodioritas (55 Ma). Diques post-mineralescortan las unidades mencionadas anteriormente (53 Ma). Circonesheredados en las diferentes rocas indican edades de basamento de112-124 Ma, 141-166 Ma y 1.4 Ga.

Respecto a la mineralización, dos edades de Re-Os enMolibdenita de vetillas con asociaciones minerales de alteraciónhidrotermal potásica y f í l ica, son idénticas (53.8-53.6 Ma).Adicionalmente, dos edades U-Pb en circón obtenidas del pórfidocuarzo-monzonít ico, dan edades de cristal ización similares,sugierendo una mineralización producto de una intrusión compleja;ambas edades corroboran un sistema magmático-hidrotermal de cortaduración.

Nosotros definimos una secuencia paragenética basados enrelaciones cortantes de vetillas y asociaciones de minerales dealteración, para establecer la variación temporal relativa de la etapahidrotermal del fluido. Cuatro etapas fueron reconocidas, una etapatemprana con vetillas de cuarzo-feldespato-biotita-anhidrita en elcomplejo intrusivo y una biotización en las andesitas y dioritas. Enesta etapa existe una mineralización débil que consiste de magnetita,molibdenita, calcopirita, pirita. La etapa intermedia es sobrepuesta enparte representada por vetillas de cuarzo, sericita y menor clorita ytambién ocurre en forma pervasiva donde turmalina aparece enrosetas. Este evento generó la principal mineralización de calcopirita,pirita y menor molibdenita. Mineralización de plomo-zinc-cobre esemplazada en los alrededores del depósito como manifestación de lasetapas tardías. La etapa alta sulfidacion representa el colapso delsistema y se manifiesta como vetillas de cuarzo-tetrahedrita-calcopirita-pirita en el centro del tajo, mientras que en la CaridadAntigua (edad similar) se manifiesta como un depósito epitermaltelescopado con mineralización de enargita-barita y cuarzo.

Temperaturas de homogenización de inclusiones fluidas primariasde las etapas temprana, intermedia, tardía y alta sulfidación varían de480-360ºC, 410-330ºC, 380-320ºC y 320-260ºC respectivamente,con profundidades estimadas de atrapamiento de ~1700/4000m encondiciones litoestáticas/hidrostáticas.

Valores de 34S de sulfatos y sulfuros en las etapas tempranaspresentan un desequilibrio del 90 al 80%, sin embargo, el sistemaevoluciona hasta alcanzar el equilibrio en las etapas de altasulfidación. Valores isotópicos calculados de oxígeno y hidrógeno deagua coexist iendo con minerales de alteración sugieren uncomponente magmático principal en las etapas temprana e intermediay mezcla de aguas meteóricas en etapas tardías.


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ALALALALALTERACIÓN HIDROTERMAL Y MINERALIZACIÓN DETERACIÓN HIDROTERMAL Y MINERALIZACIÓN DETERACIÓN HIDROTERMAL Y MINERALIZACIÓN DETERACIÓN HIDROTERMAL Y MINERALIZACIÓN DETERACIÓN HIDROTERMAL Y MINERALIZACIÓN DEMOLIBDENO DE LMOLIBDENO DE LMOLIBDENO DE LMOLIBDENO DE LMOLIBDENO DE LA MINA EL CRESTÓN, OPODEPE,A MINA EL CRESTÓN, OPODEPE,A MINA EL CRESTÓN, OPODEPE,A MINA EL CRESTÓN, OPODEPE,A MINA EL CRESTÓN, OPODEPE,

SONORASONORASONORASONORASONORA

Lugo Zazueta Raúl1, Valencia Moreno Martín1 y Ochoa LandínLucas2

1 ERNO, Instituto de Geología, UNAM2 Depto. de Geología, Universidad de Sonora

[email protected]

La mina El Crestón, localizada aproximadamente 7 km al suroestedel poblado de Opodepe, en la parte norte-central de Sonora, fueintensamente explorada durante la década de los 70’s y 80’s porvar ias compañías mineras, enfocándose principalmente a lamineralización de Mo y Cu. La geología del área, con excepción delas unidades más antiguas, es bastante simple. Consiste en uncomplejo de rocas ígneas y metamórficas paleoproterozoicas,intrusivos graníticos laramídicos que incluyen una granodiorita, unpórfido riolítico, una microdiorita y un pórfido de cuarzo-feldespato,y por último, se observan flujos riolíticos del Terciario medio. Lageometría del cuerpo mineralizado es difícil de entender debido a lacompleja historia estructural que afectó el área. Se observa un sistemade fallas NW60-80°SE con echados sub-verticales orientados al NE,que cortan el basamento cristalino y a los cuerpos laramídicos; y unsistema posterior constituido por fallas normales con rumbo ENE-WSW y echados de 30-45° al N-NE, el cual segmentó el cuerpomineralizado en una serie de bloques. Respecto a la clasificación deEl Crestón, los arreglos de la mineralización y de la alteraciónhidrotermal presentes en el área, son similares a los descritos para losdepósitos de tipo “pórfido de molibdeno-cobre”. De hecho, lostrabajos reportados sobre este tipo de mineralización en la Cordilleraoeste de Norte América, identifican un cinturón alargado en direcciónNW-SE, en el que se incluye a El Crestón. La mineralización de ElCrestón fue fechada recientemente por Re/Os en molibdenitas,sugiriendo una edad de 53 Ma, la cual es muy similar a una edadpreviamente obtenida por K/Ar en sericita asociada al pórfido decuarzo-feldespato. La distribución de la mineralogía de alteraciónsugiere un metasomatismo potásico temprano, seguido de unaalteración propilítica, argílica, fílica y finalmente silicificación. Laalteración potásica está mejor expuesta en las rocas proterozoicas quese observan como techos colgantes en los intrusivos laramídicos,mientras que la alteración fílica está comúnmente sobrepuesta a ésta.Al parecer, ambas alteraciones están controladas por la presencia delintrusivo granodiorítico. La zona de mayor interés económico estáasociada a una etapa más tardía de alteración fílica, caracterizada porsericita gruesa dispuesta en vetillas de cuarzo y zonas de brecha, lacual está centrada en el pórfido de cuarzo-feldespato.

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EMPLEMPLEMPLEMPLEMPLACEMENT DEPTHS OF PORPHYRACEMENT DEPTHS OF PORPHYRACEMENT DEPTHS OF PORPHYRACEMENT DEPTHS OF PORPHYRACEMENT DEPTHS OF PORPHYRY COPPERY COPPERY COPPERY COPPERY COPPER-REL-REL-REL-REL-RELAAAAATEDTEDTEDTEDTEDPLPLPLPLPLUTONS IN THE SUAQUI VERDE DEPOSITUTONS IN THE SUAQUI VERDE DEPOSITUTONS IN THE SUAQUI VERDE DEPOSITUTONS IN THE SUAQUI VERDE DEPOSITUTONS IN THE SUAQUI VERDE DEPOSIT, EAST, EAST, EAST, EAST, EAST-----

CENTRAL SONORA, MEXICOCENTRAL SONORA, MEXICOCENTRAL SONORA, MEXICOCENTRAL SONORA, MEXICOCENTRAL SONORA, MEXICO

Flores Vásquez Isidro1, Ochoa Landín Lucas1, Valencia MorenoMartín2, Valencia Víctor A.3 y Del Río Salas Rafael3

1 Depto. de Geología, Universidad de Sonora2 ERNO, Instituto de Geología, UNAM

3 Dept. of Geosciences, University of Arizona, Tucson, [email protected]

The low grade (~0.31% Cu) Suaqui Verde porphyry copperdeposit, located in east-central Sonora, is enclosed within 65-55 Ma-old granitic rocks of the Sonora Laramide batholith. The deposit waspartly developed in slightly-older andesitic rocks of the TarahumaraFormation (90-68 Ma), and is overlain by Miocene gravels, whichcontain a ~1 m-thick level of exotic copper. The batholithic rocksinclude biotite+hornblende granodiorite, quartz-monzonite, and insome places, granitoids associated with hydrothermal quartz-tourmaline breccias. Typically, the volcanic rocks of the TarahumaraFormation were overprinted by selective to pervasive propyliticalteration. Locally, Fe-Skarn and garnet-pyroxene mineralization wasdeveloped in a relatively thin limestone horizon, interstratified withinthese rocks. The Sauqui Verde deposit and the ore-related quartz-monzonite porphyry stock are structurally controlled by NE-SW faults,and cut by later N-S faults, associated with the Basin and Rangeextensional event. The first alteration stage consists of veinlets anddisseminated biotite + K-feldspar + quartz, associated with pyrite +chalcopyrite + molibdenite mineralization. This stage was followed bydeposition of biotite + quartz + magnetite, quartz + sericite +sulphides; quartz ± sericite, chlorite + epidote + calcite; and a latestage of argillic alteration. The depth of emplacement and temperatureof the granodiorite were calculated by aluminum-in-hornblendegeobarometr y, which yielded pressures at 0.8-1.6 kbars andtemperatures of 884-990 °C ± 75 °C. On the other hand,petrographic and fluid inclusion studies suggest a depth of ~1 km forthe ore-related porphyry stock. Field relationships along withgeothermometry and geobarometery data also suggest that during theintrusion of the Laramide granitoides, the thickness of the Tarahumaravolcanic section may have reached about 3,000 m. Then, this volcanicpile and coeval granitic plutons had to have been largely uplifted anderoded during the late Cenozoic, before emplacement of theproductive porphyry stock. Continued uplifting and erosion episodesmodeled the actual scenario in Sauqui Verde, including removal of animportant portion of the orebbody.


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EVOLEVOLEVOLEVOLEVOLUCIÓN MAGMÁTICUCIÓN MAGMÁTICUCIÓN MAGMÁTICUCIÓN MAGMÁTICUCIÓN MAGMÁTICA EN EL PÓRFIDO DE COBRE DEA EN EL PÓRFIDO DE COBRE DEA EN EL PÓRFIDO DE COBRE DEA EN EL PÓRFIDO DE COBRE DEA EN EL PÓRFIDO DE COBRE DETIÁMAROTIÁMAROTIÁMAROTIÁMAROTIÁMARO, MICHOACÁN: EVIDENCIAS DEL POTENCIAL, MICHOACÁN: EVIDENCIAS DEL POTENCIAL, MICHOACÁN: EVIDENCIAS DEL POTENCIAL, MICHOACÁN: EVIDENCIAS DEL POTENCIAL, MICHOACÁN: EVIDENCIAS DEL POTENCIAL

CU-CU-CU-CU-CU-AU EN EL SUR DE MÉXICOAU EN EL SUR DE MÉXICOAU EN EL SUR DE MÉXICOAU EN EL SUR DE MÉXICOAU EN EL SUR DE MÉXICO

Garza González Vélez Carlos1, González Partida Eduardo2,Tritlla Jordi2, Levresse Gilles2, Arriaga García Germán1, RosiqueNaranjo Fernando1, Medina Ávila Juan José1, Iriondo Alexander2,

Aguilar Lovera Alexis1 y Zúñiga Hernández Nadia1

1 Facultad de Ingeniería, UNAM2 Centro de Geociencias, UNAM

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El pórfido de cobre de Tiámaro se localiza en la porciónnororiental del estado de Michoacán, en la región limítrofe de la SierraMadre del Sur con la Faja Volcánica Transmexicana. Las rocas quealbergan parte de la mineralización, pertenecen a un complejovolcano-plutónico de edad pre-Hauteriviana, representado porandesitas porf ídicas, brechas, aglomerados, f lujos dacít icoscalcialcalinos hacia la cima y cuerpos plutónicos e hipabisales denaturaleza diorítica a tonalítica que afectan a este conjunto. Engeneral, los modelos de tierras raras que presentan estas rocas, soncasi horizontales muy similares a MORB o representativos demagmatismo toleítico primario de arco insular. Asimismo, dichocomplejo está intrusionado por un cuerpo de dimensiones batolíticas(133 km2) de naturaleza calcialcalina que varía de granodiorita acuarzomonzonita, con edades obtenidas de zircones (U-Pb, SHRIMP)de 131.2±1.5 Ma y 133.7±2.5 Ma, respectivamente. En algunossectores de este plutón, se presenta una alteración potásica conspicuay una serie de stockworks cupríferos; también es patente el desarrollode una propi l i t izac ión regional , en donde suelen ocur r i rmineralizaciones asociadas de Cu-Au.

La porción oriental del pórfido cuprífero de Tiámaro estáconformada por intrusivos calcialcalinos mineralizados de naturalezamicroadamelítica, que constituyen apófisis del batolito del CretácicoInferior e intrusionan también a las rocas del complejo volcano-plutónico. En contraste, en la parte centro-occidental del yacimiento,existen intrusivos micrograníticos y microtonalíticos de afinidadadakítica que afectan a la Formación Balsas. Esta unidad estásobreyacida por andesitas basálticas no mineralizadas, que manifiestanbajos contenidos en HREE y concentraciones de Sr de 487 a 899ppm, lo que demuestra su carácter adakítico y una posibleconsanguine idad magmát ica con los intrus ivos terc iar iosmineralizados.

Las relaciones espacio-temporales observadas entre magmatismoy mineralización en el pórfido de cobre de Tiámaro, evidencian unaporte primigenio de cobre, asociado a los sistemas magmáticos delJurásico Superior?-Cretácico Inferior, además de la edificación de unsubestrato máfico, importante reservorio de Cu y Au que interactuócon los sistemas magmático-hidrotermales del Terciario. Bajo estacondición, la continuidad hacia el sur del arco magmático de esaedad, representan una región con alto potencial Cu-Au, presente enmineralizaciones porfídicas y en sistemas subordinados de menortemperatura. Es posible proponer también con un mayor grado decertidumbre, gran potencial para este tipo de mineralizaciones en lasrocas magmáticas terciarias de la Sierra Madre del Sur, esencialmenteen las rocas provenientes de fusiones adakíticas, en donde podríanesperarse asociaciones entre pórfidos de Cu-Au y yacimientos de altasulfuración de Au.

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LA FUENTE DE FLLA FUENTE DE FLLA FUENTE DE FLLA FUENTE DE FLLA FUENTE DE FLUORITUORITUORITUORITUORITA EN EL DEPÓSITO DE ELA EN EL DEPÓSITO DE ELA EN EL DEPÓSITO DE ELA EN EL DEPÓSITO DE ELA EN EL DEPÓSITO DE ELPILOTE, COAHUILPILOTE, COAHUILPILOTE, COAHUILPILOTE, COAHUILPILOTE, COAHUILA, MÉXICOA, MÉXICOA, MÉXICOA, MÉXICOA, MÉXICO

Villarreal Fuentes Janet1, Gonzalez Partida Eduardo1, TritllaJordi1, Levresse Gilles1, Baca Samuel2 y Rodríguez Agustin2

1 Centro de Geociencias, UNAM2 Fluorita de Mexico

[email protected]

El cerro de El Pilote se localiza en el municipio de MúzquizCoahuila, México, al este del distrito de la Encantada Buenavistayacimiento rico en fluorita.de tipo MVT.

En el Cerro de El Pilote se desarrolla un metamorfismo decontacto tipo skarn rico en fluorita entre una caliza arrecifal de laFormación Aurora del Albiano Temprano-Medio, y un intrusivo félsicode edad Terciaria. La sucesión lateral de los minerales presentes en lazona de endoskarn son un stockwork de fluorita morada, epidota ysericita en pequeñas cantidades, granates (andradita a grossularita),piroxenoide (Wo100 a Wo50En50), calcita y fluorita verde. En la zonade exoskarn se encuentra granate (Ad100 a Ad20 Grs80), albita,tremolita, piroxenoides (Wo48 En41Fs5), ilvaita, fluorita morada deverde a incolora y por último mármol, con textura sacaroide encontacto transicional con la caliza arrecifal inalterada al cual cortanvetillas de fluorita incolora, ausencia de sulfuros.

Si la edad y ubicación geológica del intrusivo de El Pilote secompara a las riolitas anómalas de Texas1, la composición ymineralogía en Be y F es más baja (minerales de Be y topacio en bajasconcentraciones). Además presenta un patrón de tierras raras conpendiente clásica negativa a diferencia de las riolitas de Texas.

Mediciones microtermométricas y análisis RAMAN indican en elevento prógrado la existencia de un fluido caliente e hipersalino(arriba de 400º C y >40 wt.% NaCl eq.), con bajas concentracionesde CH4 y CO2 en la fase vapor, estas inclusiones pueden llegar atener hasta cinco sólidos: rutilo, calcita, halita, nahcolita y un mineralno identificado. Los minerales hijos (haita y nahcolita) solubilizaronentre 120 y 411ºC, antes de la homogeneización de la fase vapor alíquido. La salinidad tiene rangos de 0 a 4 y la temperatura dehomogenización en el fluido retrógrado es de 120 a 330ºC y en lafase vapor sólo se detectó vapor de agua.

Las características geoquímicas del intrusivo y del skran nopresentan evidencia de una fuente magmática de F. Una hipótesis detrabajo actual, es la pre-existencia de mantos de fluorita cortados porel intrusivo que generó la re-deposición de la misma en un ambientemás somero.


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DEPÓSITO EN SKDEPÓSITO EN SKDEPÓSITO EN SKDEPÓSITO EN SKDEPÓSITO EN SKARN (AU-ARN (AU-ARN (AU-ARN (AU-ARN (AU-CU-CU-CU-CU-CU-AG) CERRO DEL FRAILE,AG) CERRO DEL FRAILE,AG) CERRO DEL FRAILE,AG) CERRO DEL FRAILE,AG) CERRO DEL FRAILE,LA PAZ, S.L.PLA PAZ, S.L.PLA PAZ, S.L.PLA PAZ, S.L.PLA PAZ, S.L.P.....

Pinto Linares Porfirio Julio1, Levresse Gilles2, Gonzalez PartidaEduardo2, Tritlla Cambra Jordi2, Estrada David3 y Ochoa

Manuel31 IPICYT

2 Centro de Geociencias, UNAM3 Mina de la Paz

[email protected]

Los skarns de Au-Cu-Ag de Dolores y Cobriza se encuentran alNW de Matehuala, S.L.P. Los depósitos se encuentran en calizas delCretácico Medio a Superior con intercalaciònes de pedernal y lutitas,formando anticlinales laramídicos y fallas normales de rumbo E-W. Losstocks granodioríticos oligocénicos se emplazaron a lo largo de estaszonas de debilidad, desarrollando aureolas de skarn.

Las zonas de skarn se dividen en un endoskarn de poco espesorconstituído de hedendergita, granates y oro diseminado y un exsoskarnbastante desarrollado que presenta un zoneamiento de tres zonas (A,B, C) bien definidas. La zona A en contacto con el intrusivo estáformada de hedenbergita y poca andradita (He>>And) de grano fino.La zona B se caracteriza por la presencia de andradita y diopsida(And>>diop). La zona C la más distal esta conformada porgrossularita y wollastonita.

La mineralización presenta el mismo zoneamiento con una mayorconcentración de oro en la zona A y de cobre en la zona B. La zonaC es prácticamente estéril. La secuencia paragenética presenta 3etapas definidas: Etapa I.-Pirita, arsenopirita, calcopirita, krenerita(AuTe2), pirrotita, bismuto nativo, cuarzo y muy poca calcita. Estosminerales se encuentran confinados principalmente a la zona A de losskarn. Etapa II.- Es la etapa principal de la mineralización, conformadapor bornita y calcopirita, tenantita, tetrahedrita, pirargirita, fluorita,pirita, pirrotita, cuarzo y calcita. Esta etapa está confinada a la zonaB del skarn. Etapa III.- Pirita, cuarzo y calcita, se encuentra confinadaa la zona C del skarn.

Los estudios preliminares de isótopos de azufre, de carbono y deoxígeno determinaron que el origen de estas soluciones fueronmagmáticas (Castro, L.J, 1990).

Este depósito responde al modelo clásico de skarn formado apoca profundidad (5-10km), por lo siguiente: Metamorfismomedianamente desarrollado (hornfels), metasomatismo bastantedesarrollado (skarn, skarn de reacción, skarnoides). Alteraciónretrógrada medianamente desarrollada, los contactos del intrusivo ydel skarn cortan abruptamente a los paquetes sedimentarios y elf racturamiento de la roca enca jonante está medianamentedesarrollado, el reemplazamiento de la caliza favorable por el skarnes masivo, el zoneamiento del skarn está bien definido, lamineralización económica presente es concordante con el tipo deintrusivo intermedio (granodiorita, tonalita), el stock de granodioritaes de edad Mesozoica, el oro se encuentra en forma nativa, telerurosy asociado al bismuto y arsenopirita.

Este yacimiento de skarn requiere de mayor investigación pararelacionarlo con el yacimiento hidrotermal adjunto, determinar eldesplazamiento vertical de la falla pos-mineral que separa a estosyacimientos, determinar la edad de los diques presentes en las vetashidrotermales, determinar la temperatura de la mineralización en lazona de vetas.

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MINERALOGÍA, GEOQUÍMICMINERALOGÍA, GEOQUÍMICMINERALOGÍA, GEOQUÍMICMINERALOGÍA, GEOQUÍMICMINERALOGÍA, GEOQUÍMICA DE FLA DE FLA DE FLA DE FLA DE FLUIDOS Y AMBIENTEUIDOS Y AMBIENTEUIDOS Y AMBIENTEUIDOS Y AMBIENTEUIDOS Y AMBIENTEDEPOSICIONAL DE LOS DEPÓSITOS EPITERMALESDEPOSICIONAL DE LOS DEPÓSITOS EPITERMALESDEPOSICIONAL DE LOS DEPÓSITOS EPITERMALESDEPOSICIONAL DE LOS DEPÓSITOS EPITERMALESDEPOSICIONAL DE LOS DEPÓSITOS EPITERMALES

PPPPPALEOCENOS (AU-ALEOCENOS (AU-ALEOCENOS (AU-ALEOCENOS (AU-ALEOCENOS (AU-AG) DE EL BARQUEÑOAG) DE EL BARQUEÑOAG) DE EL BARQUEÑOAG) DE EL BARQUEÑOAG) DE EL BARQUEÑO, JALISCO, JALISCO, JALISCO, JALISCO, JALISCO,,,,,MÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICO

Camprubí Antoni, González Partida Eduardo y IriondoAlexander

Centro de Geociencias, [email protected]

El distrito de El Barqueño, Jalisco, se encuentra en la porciónsuroccidental de los cinturones metalogenéticos de dirección NW-SEcon depósitos epitermales en México. Las mineralizaciones consistenen nuemrosas vetas epitermales de baja sulfuración de carácterpolimetálico (Au-Ag-Cu-Pb-Zn) encajonadas en una secuenciavulcanoplutónica, con rocas andesíticas, granitos y granodioritas,perteneciente al Supergrupo Volcánico Inferior de la Sierra MadreOccidental (SMO). El rumbo de las vetas varía de 45º a 100º. Lasvetas se verticalizan y llegan a converger formando vetas de mayorpotencia en profundidad. La máxima longitud de las vetas en ElBarqueño es ~5 km, y su máximo grosor es de 10 m (2-3 m enpromedio), disminuyendo en profundidad.

La secuencia paragenética se define en base a dos fases demineralización. La fase I se presenta como brechas mineralizadas ensulfuros de metales de base, virtualmente libre de Au o Ag. La faseII constituye el mayor volumen de las vetas y está conformada porbandas crustiformes de sílice que rellenan las vetas simétricamente, ycontiene la mineralización en Au-Ag. En la fase II es ubicua lapresencia de cristales romboédricos de adularia y fantasmas decristales hojosos de calcita, ambos evidencias de ebullición durante laformación del depósito. En algunos casos, hay evidencias de queasociaciones metálicas con oro y plata precipitaron directamente sobrecristales adularia, en una asociación que indicaría que la ebullición fueel mecanismo de deposición principal para minerales metálicos en lafase II. Otros posibles mecanismos de precipitación son elenfriamiento conductivo de las soluciones o la mezcla de fluidos en laparte superior de las vetas.

Las temperaturas y salinidades de los fluidos mineralizantes eninclusiones fluidas varían de 101º a 252ºC y de 0.2 a 19.1 wt% NaCleq., respectivamente. Mientras que la mayoría de temperaturas varíanentre 120º y 160ºC, las salinidades muestran una distintivadistribución bimodal: <3 wt% NaCl eq. o >10 wt% NaCl eq. Estosdos conjuntos de valores extremos no describen tendencias de mezclaentre ellos salvo localmente, pudiendo reflejar la presencia de dosfuentes de fluidos, probablemente dominadas por fluidos meteóricosy magmáticos, respectivamente.

Se fechó un separado de adularia de la fase II mediantegeocronología de 40Ar/39Ar, resultando una edad de isocrona de57.91±0.44 Ma (Paleoceno medio). Por ello, El Barqueño es eldepósito epitermal más antiguo en México, entre los fechados deforma absoluta hasta el momento. Dicha edad sugiere la posiblepresencia de una época metalogenética durante el Paleoceno en elsuroeste de México, que incluiría diversos tipos de depósitosmetalíferos, como del tipo IOCG, en pórfidos, skarns, y epitermales.Igualmente, dicha edad también sugiere que pueden existir depósitosepitermales no descubiertos bajo el Supergrupo Volcánico Superior dela SMO, y que la exploración para depósitos epitermales y otros tiposde depósitos minerales relacionados genética o espacialmente con losmismos debería también dirigirse hacia las porciones más antiguas queafloren de la SMO.


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RESULRESULRESULRESULRESULTTTTTADOS PRELIMINARES DEL ESTUDIO DE APADOS PRELIMINARES DEL ESTUDIO DE APADOS PRELIMINARES DEL ESTUDIO DE APADOS PRELIMINARES DEL ESTUDIO DE APADOS PRELIMINARES DEL ESTUDIO DE APAAAAATITTITTITTITTITASASASASASASOCIADASOCIADASOCIADASOCIADASOCIADAS A LAS A LAS A LAS A LAS A LA MINERALIZACIÓN DE HIERRO DELA MINERALIZACIÓN DE HIERRO DELA MINERALIZACIÓN DE HIERRO DELA MINERALIZACIÓN DE HIERRO DELA MINERALIZACIÓN DE HIERRO DEL

YYYYYACIMIENTO LACIMIENTO LACIMIENTO LACIMIENTO LACIMIENTO LA PERLA PERLA PERLA PERLA PERLA, ESTA, ESTA, ESTA, ESTA, ESTADO DE CHIHUAHUAADO DE CHIHUAHUAADO DE CHIHUAHUAADO DE CHIHUAHUAADO DE CHIHUAHUA

Rodríguez Ramírez Esperanza1, Corona Esquivel Rodolfo1,Jacinto Estanes Daniel1, Morales Isunza Azucena1, Linares López

Carlos2, Rodríguez Elizarrarás Sergio Raúl1 y Tritlla Jordi31 Instituto de Geología, UNAM2 Instituto de Geofísica, UNAM

3 Centro de Geociencias, [email protected]

En el extremo suroriental del Estado de Chihuahua, a 90 Km alnoreste de la población de Camargo y a 135 km al sur de Ojinaga selocaliza la mina de La Perla, en donde los autores colectaron varioscristales de apatitas, que al ser estudiados por microsonda, resultaronpertenecientes al grupo de las flúorapatitas.

El depósito de hierro se encuentra hospedado dentro de unasecuencia de rocas volcánicas principalmente de composición riolíticade edad Oligoceno. Dentro de la mina se encuentran diferentescuerpos de mineral de hierro siendo los principales: mineral masivo,mineral pulverulento, mineral silicificado y cuerpos de brechamineralizada.

Los cristales de apatita que a nivel macroscópicos son muyescasos en la mina, están asociados al mineral masivo que se localizaen el extremo sur y más profundo del yacimiento. Estos se encuentranen fracturas de 30 a 50 cm de longitud y 3 a 5 cm de anchura. Loscristales son de tamaños milimétricos (2 a 3 mm), de color amarilloclaro con sus caras bien definidas y como característica especialmuestran estrías en su parte exterior a lo largo del eje C.

Estos cristales fueron estudiados en el Laboratorio Universitariode Petrología de la UNAM con una microsonda electrónica JEOL JXA-8900R. La comparación de las apatitas del yacimiento de la Perla conlas apatitas de Cerro de Mercado, Durango y Peña Colorada, Colimamuestran valores ligeramente más altos en P2O5 (aprox. 8%) para laPerla y valores muy similares en flúor (del orden del 3%), y en cloro(del orden del 0.01%) en los tres depósitos. Lo anterior indicacondiciones muy similares de formación para estos cristales,relacionadas posiblemente con la evolución de magmas de óxido dehierro que habrían dado origen a cada uno de los yacimientos.

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PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICPETROLOGÍA Y GEOQUÍMICPETROLOGÍA Y GEOQUÍMICPETROLOGÍA Y GEOQUÍMICPETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA ISOTÓPICA ISOTÓPICA ISOTÓPICA ISOTÓPICA ISOTÓPICA DE LA DE LA DE LA DE LA DE LAAAAASECUENCIA CALCÁREA DE LSECUENCIA CALCÁREA DE LSECUENCIA CALCÁREA DE LSECUENCIA CALCÁREA DE LSECUENCIA CALCÁREA DE LA SIERRA DE MANANTLÁN,A SIERRA DE MANANTLÁN,A SIERRA DE MANANTLÁN,A SIERRA DE MANANTLÁN,A SIERRA DE MANANTLÁN,

COLIMACOLIMACOLIMACOLIMACOLIMA-----JALISCOJALISCOJALISCOJALISCOJALISCO

Sánchez Martínez Salvador1, Barragán Manzo Ricardo2, CentenoGarcía Elena2, Camprubí Antoni1, Cienfuegos Alvarado Edith2 y

Morales Puente Pedro2

1 Centro de Geociencias, UNAM2 Instituto de Geología, UNAM

[email protected]

En el presente trabajo, se ha estudiado la sección de la CuencaColima-Jalisco de la Sierra de Manantlán, constituida principalmentede calizas, para llevar a cabo una caracterización petrológica de lasfacies carbonatadas, incluyendo la caracterización de los ambientesdeposicionales e isotópica (O-C). Al mismo tiempo se evaluó la

posibilidad del uso en la exploración de depósitos minerales tipo skarno similares al de Peña Colorada (posible tipo IOCG) en la zona deColima y Jalisco, mediante halos isotópicos.

La Sierra de Manantlán se localiza en la porción noroccidentaldel estado de Colima, en los límites con el estado de Jalisco, dentrode los municipios de Minatitlán y Comala.

Mediante un análisis detallado de la serie carbonatada de laSierra de Manantlán se definieron 9 facies que se agruparon enasociaciones de facies. La facies 1 es representada por un cuerpopotente de caliza totalmente reemplazada por dolomita, formado porla diagénesis por sepultamiento. Los depósitos de la facies 2 estánrepresentados por carpetas de algas, sugieren depósito en el ambientede planicie de mareas. Las facies 3 y 4 están representadas portexturas soportadas por lodo mostrando una baja diversidad de fósiles,sugiriendo depósito en condiciones restringidas de intermarea. Lasfacies 5, 6, y 7 (lodo a grano soportado) contienen una alta diversidadde fósiles. Esto sugiere el depósito de estas rocas en un ambiente deplataforma en condiciones semiabiertas, caracterizado por circulaciónactiva, salinidad marina normal y buena oxigenación. Finalmente lasfacies 8 y 9 están representadas por una intercalación de areniscas,lutitas, limolitas, y conglomerados.

La textura, la microfauna presente y los valores de 13C y de 18Oindican que la secuencia calcárea se depósito en un ambiente deplataforma somera, facies lagunales, en condiciones restringidas. Porotro lado, la presencia de vetas de calcita, estilolitas rellenas dedolomita y los valores bajos de 13C y 18O indican que la secuenciacalcárea fue afectada por la diagénesis por sepultamiento.

Las composiciones isotópicas de las calizas huésped alrededordel depósito de Peña Colorada sugieren un empobrecimiento gradualen 13C y 18O en las proximidades del yacimiento. El intercambioisotópico en oxígeno entre el fluido hidrotermal y las calizas produjoun fuerte empobrecimiento en 18O relativo al fondo regional de lascomposiciones de las calizas, anomalía que se extiende varias decenasde metros a part i r del contacto con e l cuerpo de Fe. Elempobrecimiento en 13C es mucho más restringido, extendiéndose amenos de 3 m a partir del contacto con el cuerpo mineralizado.

La aplicación de las anomalías isotópicas en la exploraciónregional de este tipo de yacimiento puede ser útil para identificaráreas de rocas carbonatadas que han sido afectadas por alteraciónhidrotermal cercanos a este tipo de depósito.

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LLLLLAS IMÁGENES DIGITAS IMÁGENES DIGITAS IMÁGENES DIGITAS IMÁGENES DIGITAS IMÁGENES DIGITALES LALES LALES LALES LALES LANDSAANDSAANDSAANDSAANDSAT 7 Y SUT 7 Y SUT 7 Y SUT 7 Y SUT 7 Y SUUTILIZACION EN LUTILIZACION EN LUTILIZACION EN LUTILIZACION EN LUTILIZACION EN LA INTERPRETA INTERPRETA INTERPRETA INTERPRETA INTERPRETACION TECTONICACION TECTONICACION TECTONICACION TECTONICACION TECTONICA DEA DEA DEA DEA DELLLLLA APERA APERA APERA APERA APERTURA DEL GOLFO DE MEXICO Y DEPOSITOSTURA DEL GOLFO DE MEXICO Y DEPOSITOSTURA DEL GOLFO DE MEXICO Y DEPOSITOSTURA DEL GOLFO DE MEXICO Y DEPOSITOSTURA DEL GOLFO DE MEXICO Y DEPOSITOS

VMS ASOCIADOSVMS ASOCIADOSVMS ASOCIADOSVMS ASOCIADOSVMS ASOCIADOS

Vassallo Luis, Aranda Gomez Jose Jorge, Solorio Munguia JoseGregorio y Ortega Rivera Amabel


Las imágenes Landsat nos han ser vido para identi f icarlineamientos regionales muy importantes en el centro de México. Secree estos rasgos corresponden a fallas de basamento formadasdurante la apertura del Golfo de México. La formación del Golfo seinició en el Jurásico tardío (165 Ma) y produjo megaestructuras quehan influido desde entonces, repetidamente, en los patrones de


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sedimentación, deformación y vulcanismo. Los ejemplos más citadosde estas estructuras de basamento son la megacizalla? Mojave-Sonora,las fallas de San Marcos y La Babia en Coahuila y la falla de Oaxaca.Desgraciadamente hay pocos sitios en donde se puede obtenerdirectamente información acerca de estas megaestructuras ya quegeneralmente están sepultadas bajo secuencias gruesas de rocassedimentarias y/o volcánicas más jóvenes. Por otro lado, en lassecuencias del Jurásico superior-Cretácico inferior del centro yoccidente de México es común encontrar Depósitos Mineralesimportantes asociados a complejos vulcanosedimentarios submarinosen donde se pueden identificar estructuras sin-sedimentarias de horstsy grábenes con rumbos NW45 y con echado preferencial al SW.

En la secuencia volcanosedimentar ia que a lberga a lamineralización de sulfuros masivos volcanogénicos de San Nicolás(Zac.) (149-118 Ma) hemos reconocido varias fallas del Jurásicotardío – Cretácico temprano que por su edad y orientación pensamosque fueron formadas durante una etapa de deformación asociada a laapertura del Golfo de México. En esta localidad es posible observarque estas mismas estructuras fueron cortadas por otras de orientaciónNE 45 de edad Miocénica.

Durante el estudio sistemático de fallas activas durante elTerciario medio y tardío en las regiones de San Luis de la Paz (Gto.),Santa María de la Paz (SLP), Sierra de San Miguelito (SLP), Pinos(Zac.), Salinas Hidalgo (SLP) y San Nicolás (Zac.) hemos reconocidoen imágenes Landsat 7 un conjunto de lineamientos que tienenrumbos similares a los de las megaestructuras anteriormente citadas,lo que sugiere que pueden ser estructuras cuya orientación fuedeterminada por anisotropías en el basamento. Con base en lasrelaciones observadas en San Nicolás y en que la escala y actitudestructural de estos lineamientos es semejante a la de las fallas debasamento mejor documentadas en Coahuila, suponemos que loslineamientos en la Mesa Central pueden estar controlados por fallasconsanguíneas con las megacizallas (i.e. haber sido neoformados bajoun mismo sistema de esfuerzos) y tener historias similares con variasetapas de reactivación.

Las fallas estudiadas fueron datadas por distintos métodos, dandoresultados confiables y concordantes con los mapeos de campo, asícomo con la reconstrucción estructural desde el Jurásico Superiorhasta el Mioceno.

Las imágenes fueron procesadas con ERMapper y con Arc-ViewImage Analysis, las bandas preferidas fueron RGB 531, 741, 437con ajuste de ecualización.

La interpretación tectónica fue hecha con ayuda de Arc-View-GISy con la proyección de Mercator.

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APLICAPLICAPLICAPLICAPLICACIÓN DEL MÉTODO DE COMPONENTESACIÓN DEL MÉTODO DE COMPONENTESACIÓN DEL MÉTODO DE COMPONENTESACIÓN DEL MÉTODO DE COMPONENTESACIÓN DEL MÉTODO DE COMPONENTESPRINCIPPRINCIPPRINCIPPRINCIPPRINCIPALES EN LALES EN LALES EN LALES EN LALES EN LA EXPLORACIÓN GEOQUÍMICA EXPLORACIÓN GEOQUÍMICA EXPLORACIÓN GEOQUÍMICA EXPLORACIÓN GEOQUÍMICA EXPLORACIÓN GEOQUÍMICA DELA DELA DELA DELA DEL

DISTRITO MINERO SANTDISTRITO MINERO SANTDISTRITO MINERO SANTDISTRITO MINERO SANTDISTRITO MINERO SANTA TERESA, MUNICIPIO DEA TERESA, MUNICIPIO DEA TERESA, MUNICIPIO DEA TERESA, MUNICIPIO DEA TERESA, MUNICIPIO DEMAGDMAGDMAGDMAGDMAGDALENA DE KINOALENA DE KINOALENA DE KINOALENA DE KINOALENA DE KINO, SONORA, MÉXICO, SONORA, MÉXICO, SONORA, MÉXICO, SONORA, MÉXICO, SONORA, MÉXICO

Beltran Encinas Jose Carlos1, Espinoza Maldonado Inocente1,Anaya Heredias Carlos2 y Ochoa Landin Lucas1

1 Depto. de Geologia, Division de Ciencias Exactas y Naturales,Universidad de Sonora

2 Depto. de Ingenieria Quimica, Division de Ingenieria, Universidadde Sonora

[email protected]

Se aplica el método estadístico de análisis de componentesprincipales (PCA, principal component analysis) sobre datosgeoquímicos de muestras de suelo colectadas en el Distrito MineroSanta Teresa, Magdalena de Kino, Sonora. En este estudio semanejaron 19000 muestras de suelo, las cuales fueron analizadas porOro además de 26 elementos. La matriz de datos resultante de estosanálisis, consiste de 19000 renglones por 27 columnas. El muestreose efectuó en áreas circundantes a la mina Santa Gertrudis, cubriendoun área de aproximadamente de 256 km2.

El análisis de componentes principales (PCA) es una técnicaestadística utilizada para determinar las variables precisas de una basede datos multidimensionales. La reducción de la dimensionalidad delos datos químicos facilita su visualización y graficación; lo cual facilitala identificación de grupos de elementos asociados o correlacionados.

Debido a la gran cantidad de datos, para poder realizar elanálisis de componentes principales, fue necesario dividir el área enocho bloques, basándose en anomalías de oro sobre un plano deisovalores. Al aplicar el método solo se utilizaron seis de los ochobloques. El método de componentes principales, primeramente seutilizó para, establecer asociaciones de variables (elementos) a partirde los elementos mas fuertemente correlacionados con la primera(PC1) y segunda componente principal (PC2). Los elementos delbloque G11 correlacionados positivamente con PC1 y PC2 son: Ag,Pb, Cd, Au, Sb Mo, Cu, As, Bi, de estos, escogieron los de mayorvarianza y se analizó la relación de estos con el Au. Este nuevo grupode elementos, se utilizó como una nueva variable numérica en laidentificación de anomalías. Con esta información, se generaronplanos de isovalores de oro para definir nuevas áreas de exploración.

Los mapas geoquímicos generados por este estudio soncomparables con los resultados de mapas geoquímicos previos. Losmapas generados pronostican por lo menos el 60 % de las ocurrenciasdesconocidas. Estos mapas pueden ser utilizados en forma directa, entrabajos de exploración en búsqueda de nuevos prospectos o nuevosdepósitos.

Esto último, representa una de las grandes ventajas de laaplicación de componentes principales, puesto que en lugar deidentificar anomalías individuales se identificaron anomalías de gruposde elementos. El resultado fue la definición de nuevas áreas comoblancos u objetivos de exploración.


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ORO EN EL GNEIS NOVILLOORO EN EL GNEIS NOVILLOORO EN EL GNEIS NOVILLOORO EN EL GNEIS NOVILLOORO EN EL GNEIS NOVILLO, T, T, T, T, TAMAAMAAMAAMAAMAULIPULIPULIPULIPULIPAS, MÉXICOAS, MÉXICOAS, MÉXICOAS, MÉXICOAS, MÉXICO

Eguiluz de Antuñano Samuel1, Amezcua Torres Natalia2 yAquino Antonio2

1 Consultor2 Centro Experimental Oaxaca, Consejo de Recursos Minerales

[email protected]

Publicaciones y archivos consultados por los autores no indicanpresencia de oro en el Gneis Novillo, Tamps., aquí se reporta laexistencia de este metal en la localidad del Cañón del Novillo,Tamaulipas. El oro nativo se presenta puro, amarillo y brillante, enfinas vetillas de forma irregular a subcuadrática, de 3 mm a 4 mm,rellenando fracturas de grosor capilar, esparcidas en un área de 4 m2,el oro en afloramiento no observa continuidad lateral sobre el arroyolimpio de vegetación. Las fracturas están orientadas N10º-12ºW einclinadas 25º a 34º al NE y coinciden con planos de foliación. Elgneis cataclástico es la roca huésped y numerosos diques de andesitacon oxidación ocre tienen orientación N80º-90ºE e inclinados 80º alSSE a verticales, con planos de corrimiento centimétrico lateral dextralde N10ºW a N15ºE e inclinados al poniente 75º a 90º. Los mejoresvalores de análisis por ensaye al fuego y centrifugación con malla de200 indican 0.054 gr/ton de Au en una de 5 muestras y 4 gr/ton deAg en todas las muestras. Con luz reflejada y petrografía el oro noaparece diseminado el la roca huésped y no se hicieron análisis en losdiques vecinos que tienen sulfuros y oxidación.

Trabajos anteriores en el área clasifican al Gneis Novillo comoOrtogneis bandeado (protolito gabro-anortosítico ?) cortado porgranulitas básicas y como Paragneis (protolito sedimentario?), amboscon variable grado cataclástico y desarrollo de ojos. La foliación mediaes de N52ºW con 75º de buzamiento al NE y con bandas paralelasa ésta. La sección tiene diques andesíticos porfídicos de biotita,semideformados y con poco metamorfismo, asociados con sulfuros.Geotermobarometría en el gneis indica una temperatura de formaciónde 778ºC y presiones de 8.9 a 9.7 Kb (equivalente a una profundidadde 30 km o más en el subsuelo), con proceso retrogrado. IsotopíaSm-Nd indica una formación entre 1.54 a 1.37 MMa y unmetamorfismo de 0.90 MMa de deformación Grenvilliana.

La mineralización de Au en fracturas paralelas a la foliación ydiques básicos con sulfuros se asume pertenece a una fase deextensión post-grenvilliana, el Au pudiera haberse generado en unacuenca back arc de extensión. En San Miguel Peras, Oxa., hay rocasPrecámbricas con vetas orientadas NW-SE inclinadas subhorizontalesal SW formadas por cuarzo lechoso con sulfuros y Au nativo, quetienen desde 8 hasta 40 gr/ton. Se recomienda realizar estudiosdetal lados en rocas precámbricas para evaluar su potencialeconómico. A n ive l g lobal e l oro en rocas precámbr icaseconómicamente es importante, sin embargo en el cinturón Grenvillecomparativamente no tiene producción relevante.

El oro está afuera de la reserva minera de asbesto del CRM y seencuentra en el área de amortiguamiento de la zona especial sujeta aconservación ecológica Altas Cumbres, particularmente enfocada parala preservación y restauración del bosque de pino-encino y protecciónde cauces; lo anterior no impide las actividades mineras ajustadas alas Normas Ecológicas respectivas que permiten el aprovechamientoracional y uso sustentable de sus recursos minerales.

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COMPORCOMPORCOMPORCOMPORCOMPORTTTTTAMIENTO DE LOS FLAMIENTO DE LOS FLAMIENTO DE LOS FLAMIENTO DE LOS FLAMIENTO DE LOS FLUIDOS EN LUIDOS EN LUIDOS EN LUIDOS EN LUIDOS EN LA GÉNESIS DEA GÉNESIS DEA GÉNESIS DEA GÉNESIS DEA GÉNESIS DELOS MANTOS DE CELESTITLOS MANTOS DE CELESTITLOS MANTOS DE CELESTITLOS MANTOS DE CELESTITLOS MANTOS DE CELESTITA EN LA EN LA EN LA EN LA EN LA SIERRA DE LOSA SIERRA DE LOSA SIERRA DE LOSA SIERRA DE LOSA SIERRA DE LOS

ALALALALALAMITOS, COAHUILAMITOS, COAHUILAMITOS, COAHUILAMITOS, COAHUILAMITOS, COAHUILAAAAA

Ramos Rosique Aldo1, González Partida Eduardo2, Tritlla Jordi2

y Levresse Gilles2

1 Facultad de Ingenieria, UNAM2 Centro de Geociencias, [email protected]

Inclusiones fluidas de la provincia de mantos de celestita en elnorte de México fueron analizadas con microtermometría para evaluarla evolución geoquímica de los fluidos mineralizantes, verificar lapertenencia de estos depósitos a los del tipo Mississippi Valley yproponer posibles criterios de prospección. Las muestras analizadaspertenecen a la mina El Venado, en la Sierra de Los Alamitos,Coahuila. Se describen inclusiones bifásicas de salmuera y vapor. Lasinclusiones presentan temperaturas de homogenización entre 70-198°C, y salinidades de 1.74-19.29 wt%. Existen inclusionesdecrepitadas y que han sufrido stretching, por lo que las Th’smenores son las que mejor representan el fluido original.

Diagramas de temperatura ayudan a reconstruir la evolución delos fluidos mineralizantes, los cuales se encuentran en el rango deaquellos que forman los depósitos tipo Mississippi Valley.

Los yacimientos de celestita se encuentran bordeando altosestructurales, en este caso el de la plataforma carbonatada deCoahuila. La salmuera atrapada en las inclusiones parece tener unarelación genética con las salmueras reportadas de cuencas petrolerasjurásicas adyacentes a las plataformas y similitud con los fluidosreportados de yacimientos tipo Mississippi Valley.

Se interpreta que los fluidos ricos en estroncio migraron a lolargo de los márgenes de plataforma durante el Terciario vía zonas deextensión relacionadas al tectonismo de la provincia de Cuencas ySierras. La mezcla de diferentes salmueras fue responsable de laprecipitación y la mineralización.

SE01-15

DISTRIBUCIÓN DE LOS YDISTRIBUCIÓN DE LOS YDISTRIBUCIÓN DE LOS YDISTRIBUCIÓN DE LOS YDISTRIBUCIÓN DE LOS YACIMIENTOS TIPO MVT (BARITACIMIENTOS TIPO MVT (BARITACIMIENTOS TIPO MVT (BARITACIMIENTOS TIPO MVT (BARITACIMIENTOS TIPO MVT (BARITA,A,A,A,A,FLFLFLFLFLUORITUORITUORITUORITUORITA, CELESTITA, CELESTITA, CELESTITA, CELESTITA, CELESTITA, PBA, PBA, PBA, PBA, PB-ZN) EN EL NORESTE DE-ZN) EN EL NORESTE DE-ZN) EN EL NORESTE DE-ZN) EN EL NORESTE DE-ZN) EN EL NORESTE DE

MÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICO

Puente Solís Rafael, González Partida Eduardo, Tritlla Jordi,Levresse Gilles y González Sánchez Francisco


En este trabajo se realizó una integración de informes en unsistema de información geográfica (SIG), en el NE de México,atendiendo exclusivamente a los yacimientos no metálicos del tipoMVT como son: fluorita, barita, celestita, y algunos metálicos de Pb-Zn que se comporten de manera estratiforme y con una ausenciavisual de intrusiones. Esta fase de trabajo consistió de una búsqueday análisis de información de los archivos técnicos del Consejo deRecursos Minerales (CRM), la creación de una base de datos para elmanejo del SIG sobre una base topográfica y geológica. Del análisisde más de 500 reportes se pone en evidencia que en el Norte delEdo. de Coahuila aparecen un conjunto de depósitos estratoligadoscompuestos esencialmente por barita de alta pureza, celestita, fluorita


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y de Pb-Zn. Estos mantos están distribuidos en estrecha relación a lapenínsula de Coahuila y en conjunto conforman el borde de la llamadacuenca de Sabinas.

El trabajo de campo conf irmó que estos depósitos secaracterizan por presentar estructuras bandeadas, texturalmentesimilares a “ritmitas”, constituidas por la alternancia de bandas“claras” y “oscuras”. Estas texturas junto con la presencia deabundante materia orgánica sugieren que dichos “mantos” pudierontener un origen a partir de salmueras de cuenca por procesossimilares a los que originan los depósitos de tipo “Mississippi Valley-Type” o MVT. Este tipo de yacimientos se caracteriza por localizarsegeográficamente en los bordes de plataformas donde la migración defluidos es debido a una compleja evolución paleogeodinámica, losdatos de inclusiones fluidas (en 15 yacimientos) revelan la presenciade hidrocarburos y temperaturas de formación que van de 40° a170°C y Salinidades medias y una composición de halógenos [(Cl, Br,I), excelentes trazadores del origen de los solutos], que apuntan haciasalmueras mineralizantes producto de una mezcla de aguas de cuencacon superficiales.

SE01-16 CARTEL

REVISIÓN DE LREVISIÓN DE LREVISIÓN DE LREVISIÓN DE LREVISIÓN DE LA MINERALIZACIÓN BARÍTICA MINERALIZACIÓN BARÍTICA MINERALIZACIÓN BARÍTICA MINERALIZACIÓN BARÍTICA MINERALIZACIÓN BARÍTICA EN ELA EN ELA EN ELA EN ELA EN ELNORESTE DE MÉXICONORESTE DE MÉXICONORESTE DE MÉXICONORESTE DE MÉXICONORESTE DE MÉXICO

Cruz Gámez Esther M.1, Velasco Tapia Fernando1, AlonsoRamírez Juan A.1 y Castro Larragoitia Javier2

1 Facultad de Ciencias de la Tierra, UANL2 Facultad de Ingeniería, UASLP

[email protected]

En el Noreste de México se extienden un sinnúmero de cuerposbaríticos, ellos se distinguen en dos zonas, una en la parteseptentrional: distritos de las sierras Las Tapias (SLT) y Santa Rosa(SSR) en Coahuila y la otra en su porción meridional: distrito deGaleana (Nuevo León). En esta unidad se exponen rocas que vandesde el Precámbrico hasta el reciente; sin embargo, la mineralizaciónbarítica se desarrolla sólo en rocas sedimentarias del Mesozoico. Sevincula a las formaciones de margen pasivo Zuloaga (Jurásico Medio)y Cupido (Cretácico Inferior) en su parte septentrional y a Huizachal(Triásico?) en el distrito Galeana.

El NE ha sido afectado por fallas corticales de larga vida(Jurásico-Terciario), unas de las más aceptadas son las llamadas SanMarcos y La Babia; así como por la orogenia Laramídica. Vinculado aesto ha tenido lugar una actividad ígnea que se extiende desde elJurásico hasta el Holoceno. En la SLT no se ha reportado vínculo dela barita con este magmatismo, mientras que en la SSR es a través debasaltos olivínicos del Plioceno-Cuaternario, que se relaciona con losmantos sólo cortándolos o sobreyaciéndolos. En Galeana hay unaprobable relación temporal de la mineralización con pórfidos decomposición intermedia, posiblemente del Mioceno?.

La mineralización barítica de estos sectores, a partir de los datosque se poseen, tienen composición y propiedades particulares, quereflejan los episodios ocurridos. Los mantos de barita de SLT y SSRposeen: 34S=17.11, BaSO4=85-95%, PE=4 y 4.26 gr/cm3 y lasvetas de Galeana: 34S=14.76, BaSO4=80-85% y PE= 4 y 4.38 gr/cm3. Esto además de su calidad para la industria, nos indica que lacomposición de las soluciones hidrotermales ha estado influenciadapor aportes sedimentarios. Las baritas septentrionales ocurren enmantos interestratificados, en ocasiones plegados y fallados con las

calizas encajonantes, a diferencia de las de Galeana, en ésta loscuerpos se alojan en vetas y fracturas de dirección NE-SW, a su vezestán desplazadas por fallas de poca magnitud.

Se considera que los mantos mineralizados dentro de las calizas,en los distritos septentrionales, pudieron ocurrir de forma exhalativaen el Jurásico Medio-Cretácico Inferior, inf luenciado por lareactivación de las fallas de larga vida en la paleocuenca de margenpasivo y la sedimentación que ocurría; expresando además, procesosde movilización secundaria. Para el caso de Galeana, la barita en vetasy fracturas alojadas en areniscas y calizas, parecen haber tenido lugara partir de una solución generada en un tiempo poslaramídico y decarácter epigenético, donde las rocas colindantes y la existencia dealguna reactivación magmática, unido con el fracturamientolaramídico, dieron el ambiente apropiado para la precipitación delBaSO4. Esto indica, que durante el Mesozoico, se han desarrolladovarios eventos metalogénicos, a partir de procesos de mineralogénesisdistintos, dando lugar a los tipos genéticos: exhalativo sedimentario yde vetas.

SE01-17 CARTEL

SOURCE AND EVOLSOURCE AND EVOLSOURCE AND EVOLSOURCE AND EVOLSOURCE AND EVOLUTION OF THE ADUTION OF THE ADUTION OF THE ADUTION OF THE ADUTION OF THE ADAKITE-RELAKITE-RELAKITE-RELAKITE-RELAKITE-RELAAAAATEDTEDTEDTEDTEDMEZCMEZCMEZCMEZCMEZCALALALALALA FE-A FE-A FE-A FE-A FE-AU SKAU SKAU SKAU SKAU SKARN DISTRICTARN DISTRICTARN DISTRICTARN DISTRICTARN DISTRICT, GUERRERO, GUERRERO, GUERRERO, GUERRERO, GUERRERO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO

Levresse Gilles1, Gonzalez Partida Eduardo1, Tritlla Jordi1,Cheilletz Alain2, Gasquet Dominique3y Deloule Etienne2

1 Centro de Geociencias, UNAM2 Crpg-Cnrs, France

3 Cism-Edytem, [email protected]

The Mezcala gold district, Guerrero, Mexico, is an oxidized Fe-Au skarn deposit, genetically associated with an adakitic magmaticevent dated 63±2Ma. The geochemical anomalies (MgO, Cr, Ni)observed in the intrusive adakites are higher than the generatedadakites. Such geochemical features are interpreted to represent anadakite magma that reacted with a mantle wedge. The Sr/Yvs.Y plotshows a clear overlapping relationship between intrusions associatedwith Au-Cu deposits and adakites worldwide. The high La/Sm and Sm/Yb ratios are consistent with an amphibolite-garnet source for adakiterocks at Mezcala.

The inner and outer alteration patterns and the mineralogicalsequence (high garnet/pyroxene ratio, high ferric/ferrous ratio >1,predominance of Fe-poor garnet and pyroxene, low total sulfides)found in Mezcala are compatible with the description of an oxidizedgold skarns.

The fluids associated with the skarn formation and economicmineralization were high-temperature NaCl-KCl brines (250-400ºC,20-50wt.% NaCleq.). The fluids associated with the retrogradealteration have lower temperatures and salinities (100-300ºC, 00-10wt.%NaCleq.). RAMAN microspectrometric results indicate thepresence of halite (S1), sylvite (S2), hematite (S3), anhydrite (S4), andan unidentified crystal (S5). Carbon and Oxygen isotope analyses inthe inner calcite zone (-9.98 to -11.64‰ and +13.21 to +14.59‰,respectively) unequivocally indicate the dominantly magmatic characterof the hydrothermal fluid. Carbon and Oxygen isotopes from the outercalcite zone zone (-8.81 to +3.45‰ and +12.95 to +22.77‰,respectively) suggest a complex mechanism of degassing andsubsequent cooling/dilution of the resulting magmatic brine with themeteoric waters.


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Gold appears to be spacially, temporally, and genetically closelyassociated with the adakite stock, whereas its transport is related withthe outflow of highly oxidized magmatic brines from the intrusion. Thelack of sulfides supports gold transport by chloride complexes. Goldprecipitation is triggered by cooling/dilution of the degassed magmaticbrine by the meteoritic fluids.

SE01-18 CARTEL

FLFLFLFLFLUID ORIGIN OF THE STRAUID ORIGIN OF THE STRAUID ORIGIN OF THE STRAUID ORIGIN OF THE STRAUID ORIGIN OF THE STRATTTTTABABABABABOUND CELESTITEOUND CELESTITEOUND CELESTITEOUND CELESTITEOUND CELESTITEDEPOSITS IN THE SABINAS BASIN, COAHUILDEPOSITS IN THE SABINAS BASIN, COAHUILDEPOSITS IN THE SABINAS BASIN, COAHUILDEPOSITS IN THE SABINAS BASIN, COAHUILDEPOSITS IN THE SABINAS BASIN, COAHUILA, MEXICOA, MEXICOA, MEXICOA, MEXICOA, MEXICO

Tritlla Jordi1, González Partida Eduardo1, Levresse Gilles1,Banks David2, Taberner Concepción3 y Corona Esquivel Rodolfo4

1 Centro de Geociencias, UNAM2 Earth Sciences School, The University of Leeds, United Kingdom

3 Institut Jaume Almera, CSIC, Barcelona, España4 Instituto de Geologia, UNAM

[email protected]

The Sabinas Basin hosts numerous celestite deposits as lens-shaped bodies, up to 2 m thick and a total length exceeding 500meters, intercalated within the carbonates of the Cupido Formation(Aptian). They are composed by euhedral to subhedral, prismatic totabular, blue to black celestite crystals, up to 20 cm in length and 5cm width, with subordinate calcite and minor gypsum and nativesulfur. The crystal size increases from the border (sucrose celestite) tothe center (big euhedral crystals) of the bodies; as a general pattern,crystals are arranged as rhythmites composed by the alternance oforganic matter-rich (fetid) and organic matter-poor celestite. As awhole, the celestite deposits around the Sabinas Basin represent thebiggest anomaly of Sr in the crust known so far .

A fluid inclusion study has been undertaken to reveal the natureof the fluids involved in the genesis of these deposits. Fluid inclusionsfound in celestite and calcite are scarce, mainly bi-phase with avisually stimated degree of filling of 0.9 to 0.95. Homogenizationtemperatures are very constant and range from 80 to 110ºC, withsalinites between 9 and 13 wt% NaCl eq.. The brine halogencomposition on a Cl/Br vs Na/Br molar ratio plot on the trend definedby the evaporation of seawater, while in a ppm Cl vs Cl/Br plot awayfrom the seawater evaporation line but parallel to it, indicating that thesolution was mainly modified by dilution. These brines are closelyrelated with the migration of hydrocarbons in the Sabinas Basin.

SE01-19 CARTEL

MINERALOGYMINERALOGYMINERALOGYMINERALOGYMINERALOGY, AGE AND REGIONAL CONTROL SET, AGE AND REGIONAL CONTROL SET, AGE AND REGIONAL CONTROL SET, AGE AND REGIONAL CONTROL SET, AGE AND REGIONAL CONTROL SETTINGTINGTINGTINGTINGOF LA NEGRA AND ZIMAPOF LA NEGRA AND ZIMAPOF LA NEGRA AND ZIMAPOF LA NEGRA AND ZIMAPOF LA NEGRA AND ZIMAPAN SKAN SKAN SKAN SKAN SKARN ORE DEPOSITS,ARN ORE DEPOSITS,ARN ORE DEPOSITS,ARN ORE DEPOSITS,ARN ORE DEPOSITS,

CENTRAL PCENTRAL PCENTRAL PCENTRAL PCENTRAL PARARARARART OF MEXICOT OF MEXICOT OF MEXICOT OF MEXICOT OF MEXICO

Vassallo Luis1, Arkhipova Natalia A.2, Shatagin Nikolai N.2,Sousa J. Ernesto3, Solorio Munguia José Gregorio1 y Ortega

Rivera Amabel11 Centro de Geociencias, UNAM

2 Moscow State University3 Cia. Minera La Negra

[email protected]

Zimapan and La Negra ore districts are situated in CentralMexico in the territory of the states of Queretaro and Hidalgo. Thedeposits settle down in the limits of a laramide foldbelt of Central

Mexico. Both areas contain silver-polymetallic skarn orebodies, whichare connected with intrusions of Eocene age in the limestonesediments of El Doctor formation of early-cretaceous age.

Plutonic systems are represented by multiphase intrusions, suchas stocks and dykes, which characterize evolution of magmatic systemfrom middle solution up to felsites, and the various displays ofmetasomatism and ore mineralization at different stages are connectedto separate intrusive phases. The La Negra deposit is connected withintrusion of a granodiorite stocks and quartz-monzonite dikes.Zimapan deposit is characterized by connection of ore mineralizationwith stocks of quartz-monzonite and lamprophyre. Inclusions havehigh homogenization temperatures with majority of data rangingbetween 330-600 Ñ. Salinity of these inclusions are 33-70 weight %total salts.

Comparison of mineral paragenesis, control setting and fluidcharacteristics between Zimapan and La Negra ore zones shows, thatboth deposits are similar. The only difference is spurrite mineralassociation that is widely spread in La Negra deposit. The absenceof spurrite at Zimapan can testify to the greater depth of intrusions,in comparison with La Negra deposit. We recognize 4 stages ofprecipitation of ore minerals in both deposits whereas there are 6stages for the wall rock alteration for the formation of skarn deposits.

The age (K/Ar method) of intrusions, to which the La Negradeposit is connected, are from 38.7 to 39.6 Ma; and intrusions inZimapan area are from 40.8 to 43.6 Ma.

Landsat TM imagery was used to map the intrusive bodies as wellas the control structures, with the aid of ERMapper and Arcview-GIS-Image software. The NW-SE structures inherited of the uppercretaceous, played an important control in the distribution of theintrusives, a second set of NE-SW structures control the form of orebodies and their distribution.

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