AIMMGM XXX Convención Acta de Sesiones

Transcripción

AIMMGM XXX Convención Acta de Sesiones

J.L. Flores Rojero, R. Gonzalez Rodriguez
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Aplicación de la Geología Estructural para la Prevención de Riesgos
en Ciclo de Minado
J.L. Flores Rojero1*, R. Gonzalez Rodriguez2
1
Asesor divisional mecánica de rocas– Servicios Administrativos Peñoles S.A. de C.V.
2
Subdirector proyectos especiales – Servicios Administrativos Peñoles S.A. de C.V.
*Email: [email protected]
Resumen
El presente artículo valora la importancia de la geología estructural en la prevención de
accidentes, diseño de infraestructura de mina , sistemas de minado (Madero), sistemas de
soporte y reforzamiento según la calidad de los diferentes macizos rocosos.
Los barrenos geotécnicos, es la primera fuente de información para la identificación de
sistema de fallas, fracturas, presencia de agua y calidad del macizo rocoso, posteriormente el
mapeo geológico estructural y el uso de la tecnología permiten simular en tres dimensiones
las geometrías de las cuñas, su peso y factor de seguridad según sus propiedades físicas lo
que ha permitido mejores análisis y toma de decisiones, para prevenir condiciones de riesgo
en las obras mineras subterráneas y asegurar la continuidad operativa.
Para el desarrollo de ésta técnica se han implementado y ejecutado planes de capacitación a
personal de las minas Peñoles, para fortalecer la cultura de la prevención y sustentabilidad
de los negocios mineros.
Abstract
This article assesses the importance of structural geology in preventing accidents, mine
infrastructure design, mining systems (Madero), and strengthening support systems on the quality
of the different rock masses.
The geotechnical boreholes, is the primary source of information for the identification
of system faults, fractures, presence of water and rock mass quality, then the structural geological
mapping and the use of technology to simulate three-dimensional geometries of wedges , weight
and safety factor according to their physical properties which allowed better analysis and decision
making, to prevent hazardous conditions in underground mining works and ensure operational
continuity.
For the development of this technique have been implemented and executed training
plans Peñoles personnel mines, to strengthen the culture of prevention and sustainability of the
mining business.
Introducción.
Industrias Peñoles es una empresa que forma parte de Grupo
BAL. Ha sido testigo y activa protagonista de los sucesos
contemporáneos de los siglos XIX y XX y, llega al Nuevo
Milenio trabajando para ser uno de los actores clave de los
sectores minero, metalúrgico y químico de nuestro país.
Actualmente es el mayor productor mundial de plata
afinada, bismuto metálico y sulfato de sodio, y líder latinoamericano en la producción de oro, plomo y zinc afinados.
Cuenta con 7 operaciones subterráneas pertenecientes
pertenecen a Industrias Peñoles que integra al grupo Fllo.
PLC. en varios estados de la Republica Mexicana y da
empleo a más de 5000 personas, entre empleados, sindicalizados y contratistas.
Acta
de
La primera fuente de información se obtiene de la
barrenacion a diamante, corroborada y complementada con
el desarrollo de preparación de mina, de éstos procesos
se obtiene la suficiente información para conocer el o los
sistemas de fallas o fracturas, estratos, foliación, diques,
contactos de roca, intemperismo, presencia de agua y
determinar la calidad del o los macizos rocosos en los que
se desarrollaran el crecimiento de las minas actuales y los
nuevos proyectos mineros.
La recolección de datos en campo, el adecuado mapeo
y la toma de muestras representan la parte medular para la
correcta interpretación de las estructuras que se plasmaran en
los planos, secciones y modelos geológicos que se utilizaran
en la planeación de los nuevos proyectos.
SesionesRodolfo Corona Esquivel,
ed .
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en
Ciclo de Minado
El objetivo de apoyarse con la geología estructural para
el desarrollo de una nueva obra minera es buscar un adecuado
diseño, y prevención de riesgos que podrían poner en peligro
al personal operario, equipos de trabajo y la continuidad de
las operaciones mineras.
El uso de la tecnología ha facilitado la rápida interpretación de la información estructural, sin embargo un factor
importante es la experiencia y los conocimientos para el
mejor análisis de la información y la toma de decisiones.
Metodología
El análisis de la información estructural en la minería subterránea consiste en el entendimiento teórico-práctico de las
Fallas, fracturas, contactos, estratificación, y alteraciones, las
cuales se plasman en plantas y secciones que los departamentos de geología preparan día con día de los diferentes
niveles de la mina.
La simbología que se usa para interpretar las características estructurales en planos y secciones es clave para el
entendimiento de las condiciones en las que se encuentran las
fallas y las fracturas, ésos representan el rumbo y buzamiento
de las principales discontinuidades que prevalecen en el área
de estudio.
En el proceso de análisis con los programas de
cómputo, se verifica la información para definir los principales sistemas de fracturas los cuales son representados en
una roseta que contiene la dirección y numero de observaciones asi como un estereograma en el que se definen los
juegos de fracturas, sus polos y la dirección del buzamiento.
Estereograma sistemas principales
Roseta de juego de fracturas
Formato para la captura de datos geotécnicos y la determinación del macizo rocosos según las metodologías RMR y Q.
AIMMGM, XXX Convención Internacional de Minería, Acapulco, Gro., México, Octubre 16-19, 2013
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Barrenos Geotécnicos.
En proyectos importantes, se realizan barrenos de diamante
(geotécnicos), para la obtención de información geológicoestructural y presencia de fracturas o fallas con presencia
de agua que puedan crear una zona de riesgo durante el
desarrollo de las obras subterráneas.
Resultados
Salida de voladura controlada, según sistemas de fracturas.
Uso de explosivo, plantilla de voladura y secuencia
de disparo para eficientizar la fragmentación de la roca, y
reducir re-trabajos en ciclo de minado (Minera Maple).
Leyenda
Caliza Blanca
Caliza Gris
Skarn
Fractura
Definición de los principales sistemas de fracturamiento y fallas en los que se producen tremores producto de la sismicidad inducida,
durante la secuencia de minado.
Acta
de
ed .
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en
Ciclo de Minado
Aplicando el análisis de la información se determinan los sistemas que forman cuñas en diferentes áreas del nivel de producción (Mina Sabinas).
Cuña a rumbo de obra minera
Planeación adecuada de obras mineras futuras, en las que se debe analizar el
comportamiento estructural de falla y fracturas, para la reducción de obras
con problemas de inestabilidad..
Obra minera con problemas de inestabilidad, cuando no se analizan y
practican, las rosetas y estereogramas durante la etapa de diseño..
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Análisis de cuñas compuestas, que generen riesgo al personal y a las operaciones mineras.
Sistema de soporte a base de cables de pre-esfuerzo, según peso de la cuña.
Acta
de
ed .
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en
Ciclo de Minado
Simulación tridimensional, cuña compuesta en topografía real de rebaje de producción. El análisis de cuñas compuestas puede determinar la secuencia de
minado en rebajes y prevenir problemas de inestabilidad en los próximos
Conclusiones:
Aun y cuando las obras mineras subterráneas se encuentren
en rocas con una resistencia a la compresión simple muy
alta, estas pierden estabilidad cuando son intersectadas por
sistemas de fallas y fracturas.
•El uso de la geología estructural, ayuda a prevenir
accidentes por caído de roca, diseñar sistemas de soporte y
reforzamiento, efectuar voladuras controladas, diseñar obras
permanentes y/o temporales, control de aguas subterráneas,
eficientar los planes de desarrollo y producción y garantizar
la sustentabilidad de las minas.
•La interpretación de estereogramas ayuda a entender
el comportamiento de los sistemas de fallas y fracturas, para
una adecuada planeación de obras permanentes y temporales.
•El uso y manejo de los sistemas de cómputo en 3D,
ayudan a visualizar, la geometría, peso, altura máxima y
factor de seguridad de una cuña para la prevención de riesgos.
Agradecimientos:
El presente trabajo se pudo realizar gracias al apoyo de la
dirección de Operación Minas de Servicios Administrativos
Peñoles, S.A. de C.V. y al personal de las unidades mineras
del grupo Peñoles.
Referencia Bibliográfica
Softwares : Dip´s & Uwedge, rocscience & datamine.
Franco-Rubio, Miguel, Oviedo, Angélica, Castro-García, J. A., Corral-Gutiérrez, Josué, De León-Bencomo, J. A.,
Pereda-Cázares, J. G., García-Olveda, Alejandra, Valencia-Pérez, J. A. y Robles-Baeza, M. A.
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Sierra La Lágrima en el Nororiente de Chihuahua, México: Estructura Geológica y
Modelo Tectónico
Franco-Rubio*, Miguel, Oviedo, Angélica, Castro-García, J. A., Corral-Gutiérrez, Josué, De León-Bencomo, J. A.,
Ciencias de la Tierra, Facultad de Ingeniería, Universidad Autónoma de Chihuahua.
Resumen
La región de Sierra La Lágrima, ubicada al norte del Municipio de Coyame, Chihuahua,
posee grandes cuencas endorreicas separadas por sierras alargadas en dirección NNW y
estructuradas con pliegues recostados vergiendo en direcciones opuestas, al occidente en
las sierras La Lágrima y El Fierro, y al oriente en Sierra del Pegüis. La mayor parte del
Sistema Cretácico aflora en Sierra La Lágrima donde se identifican, de la cima a la base, las
formaciones Ojinaga, Buda, Del Río, Georgetown, Kiamichi, Edwards, Walnut, Glen Rose,
Cuchillo y Las Vigas. Al norte del área de estudio, Petróleos Mexicanos perforó en 1969 el
“Pozo Hueso 1” con 4916.50 m, cortando las formaciones Las Vigas, Navarrete, La Casita
y rocas ígneas jurásicas en el fondo.
La identificación de elementos tectónicos de antepaís y traspaís, los cuerpos
plutónicos (ejem. San Eduardo) y los pliegues recostados se consideran partes esenciales
del modelo tectónico ideado para explicar los rasgos geológicos observados en la cuenca
sedimentaria. Ligado al Ciclo de Wilson, el Modelo Tectónico de Distensión Continental
(Rift) ofrece un mecanismo plausible para entender el comportamiento de la deformación
característica de la zona Lágrima-Pegüis de traspaís, que eventualmente exhibe pliegues
anticlinales y sinclinales recostados en dirección opuesta hacia los bordes de esta cuenca
sedimentaria.
El cambio de régimen pasivo de la Placa Farallón, que inicia el proceso de
actividad por subducción bajo la Placa de Norteamérica, aplica esfuerzos de compresión
tangencial cerrando las cuencas con depósitos sedimentarios jurásicos y cretácicos en
territorio Mexicano.
De esta manera, los cuerpos ígneos que atraviesan la corteza continental del
antepais se consideran formados inicialmente por el proceso de fusión de corteza oceánica
en subducción. El concepto permite discriminar las áreas favorables para el albergue de
yacimientos minerales con valor económico (zona de antepaís), de aquellas que se consideran
estériles (zona de traspaís).
Abstract
Sierra La Lágrima region in the northeastern side of the Mexican State of Chihuahua
belongs to the Coyame political division of the state. Extensive endorheic basins divide
northwestern oriented range of mountains. Sierra El Fierro, Sierra La Lágrima and Sierra
del Pegüis ranges are made up by recumbent folds exhibiting opposing vergence. Most
of the Cretaceous System crops out in Sierra La Lágrima where, from top to bottom, the
Ojinaga, Buda, Del Río, Georgetown, Kiamichi, Edwards, Walnut, Glen Rose, Cuchillo and
Las Vigas formations are recognized. In 1969 the oil well “Pozo Hueso 1” was drilled in
a few kilometers north of de study area by Petroleos Mexicanos with 4916.5 m long. The
Early Cretaceous Las Vigas and Navarrete formations, besides the Lower Jurassic La Casita
with igneous rocks at bottom, were penetrated.
As essential parts for the suggested Rift Tectonic Model, such as the foreland and
hinterland zones, the plutonic rocks and the recumbent folds are considered to explain all
the observed geological features. Wilson Cycle, linked to the new proposed rift model for
this sedimentary basin, is a theory which better explains the deformation behavior along the
Lagrima-Pegüis hinterland. On both sides of this tectonic element are exposed recumbent
anticline-syncline folds verging in opposing direction.
The Farallón Plate tectonic regime switched their behavior from passive to active
with the North American Plate, applying it tangential compressional stress by subduction.
This plate interaction closed those sedimentary basins with Jurassic and Cretaceous deposits
along the Mexican territory.
Acta
de
ed .
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Sierra La Lágrima en el Nororiente de Chihuahua, México: Estructura Geológica y Modelo Tectónico.
By this way, igneous bodies driven along the foreland continental crust are considered to be
initially formed by melting of the subducted oceanic crust. This concept allows discriminate
between favorable (foreland) and sterile (hinterland) areas for economic ore deposits
emplacement.
Introducción
El estudio de la porción centro-meridional de Sierra La
Lágrima se aborda atendiendo objetivos de proyectos internos
de investigación científica básica que los autores primeros
llevan a cabo en el Departamento de Ciencias de la Tierra
de la Facultad de Ingeniería de la Universidad Autónoma
de Chihuahua (Proyecto Elevación a la Categoría de Grupo
de la Formación Cuchillo; Proyecto Geología Regional de
Chihuahua, Primera Etapa: Cartografía Geológica, Estratigrafía, Estructura Geológica, Tectónica y Paleomagnetismo).
De igual forma, esta investigación adiciona información y da
soporte al modelo tectónico en proceso establecido para la
Cuenca de Chihuahua (Franco-Rubio, et al., 2012a y 2012b).
Sierra La Lágrima se ubica en la región nororiental del
Estado de Chihuahua en el Municipio de Coyame, a 60 kms
al N 23°W de su cabecera municipal con el mismo nombre
y a 160 kms al N 25°E de la Ciudad de Chihuahua (Fig. 1).
Figura 1.- Localización del área de estudio en la región de Sierra La
Lágrima ubicada al noreste del Estado de Chihuahua, México.
También conocida como Sierra del Hueso, forma parte
de la Faja Mexicana de Pliegues y Cabalgamientos (Campa,
1983). Se extiende por 80 kms con una dirección media N
15°W y anchura promedio de 3.5 kms, conformando en su
extensión pliegues anticlinales asimétricos y recostados
al occidente. Walter T. Haenggi (2002), publica el mapa
geológico de una parte de Sierra La Lágrima, mostrando el
pliegue recostado donde afloran casi todas las formaciones
del Sistema Cretácico. En su tesis doctoral (Haenggi, 1966)
propuso informalmente el nombre de Formación Lágrima,
considerándola equivalente a la Formación Cox de Texas.
AIMMGM, XXX Convención Internacional
de
Particular importancia reviste la investigación del
pliegue recostado con plano axial vergiendo al occidente, su
transición a domo truncado hacia el extremo meridional de la
sierra y su implicación al modelo de distensión continental
para la Cuenca de Chihuahua (Figs. 1 y 2 a y b; FrancoRubio, et al., 2012a y 2012b).
Al mismo tiempo que el Océano Atlántico abre por
distensión continental (rift), en México se observa también
por distensión la apertura de grandes cuencas sedimentarias durante el Jurásico entre las que figura la “Cuenca de
Chihuahua”. Ésta fue definida originalmente (DeFord, 1958)
explicando su iniciación mediante el proceso tectónico de
Distensión-Transcurrente (Pull-Apart). Más adelante, otros
autores (Fackler-Adams et al.,1997; Dickinson y Lawton,
2001; Dickinson, 2002) sugieren el mecanismo de distensión
continental (rift) para describir la extensión y subsidencia
de las cuencas McCoy-Bisbee en el estado de Arizona y de
Chihuahua-Sabinas en el norte de México, todas en continuidad sedimentaria. La prolongación de la cadena orogénica
Ouachita (Pérmico-Jurásica) al interior de México con afloramientos en Coahuila, Chihuahua y Sonora, influenciaron
la distribución de centros deposicionales en el norte de
México, apareciendo las cuencas de Parras, de Mar Mexicano, de Sabinas, Intermedia y de Chihuahua (Dickinson
and Lawton, 2001; Franco-Rubio, 2007). La exposición de
rocas basálticas de edad Jurásico tardío en La Popa y Hatchet
Mountains indica extensión cortical (Garrison y McMillan,
1999; Lawton, 1998), lo que sugiere un origen distensivo de
la corteza continental para las cuencas que surgieron a fines
del Jurásico en Chihuahua.
Metodología
La formación de estudiantes de geología en el Departamento
de Ciencias de la Tierra de la Facultad de Ingeniería de la
Universidad Autónoma de Chihuahua, implica entre otros,
el desarrollo de prácticas de campo que relacionen la información teórica adquirida con el reconocimiento de rasgos
geológicos en el terreno. Es por ello que en cursos como
el que los autores primeros imparten, cada alumno tiene la
encomienda de efectuar el levantamiento geológico de una
fracción de terreno que involucre la cartografía geológica
con captura de datos estructurales, contactos y elaboración
de la columna litoestratigráfica a través de su muestreo y
medición. La presentación monográfica del tema asignado
a cada estudiante lo hace partícipe autoral para el presente
trabajo de investigación.
Minería, Acapulco, Gro., México, Octubre 16-19, 2013
Con el auxilio de planos topográficos, imágenes de
satélite, cinta métrica, báculo de Jacobs, dispositivo gps,
bolsas de muestreo, tableta electrónica, brújula Brunton,
lupa, martillo y vehículo de transporte, se efectuó el levantamiento geológico de la región enmarcada por un perímetro
de 61.38 km y superficie de 210 km2 (Figs. 2 a y b).
La verificación de la información monográfica de
los alumnos, aunado a la elaboración del mapa geológico,
secciones estructurales, columna litoestratigráfica, descripción de láminas delgadas al microscopio petrográfico,
identificación de macro- y microfósiles, interpretación de
ambiente deposicional, correlación estratigráfica, así como
el discernimiento del modelo tectónico que deriva, se consideran los rubros esenciales que sustentan la investigación de
Sierra La Lágrima.
Figura 2a.- Mapa geológico de la porción centro-meridional de Sierra La
Lágrima (Imagen de fondo tomada de Google Earth Program).
Figura 2b.- Mapa geológico de la porción meridional de Sierra La Lágrima
(continuación) (Imagen de fondo tomada de Google Earth Program).
Acta
de
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Contenido
Estratigrafía
En la región bajo estudio afloran gran parte de las formaciones
del Sistema Cretácico de Chihuahua. De la base a la cima
se tiene a las formaciones Las Vigas, Cuchillo, Glen Rose,
Walnut, Edwards, Kiamichi, Georgetown, Del Rio, Buda
y Ojinaga Inferior, así como rocas paleógenas de carácter
volcánico. Rocas más antiguas se ubican hacia el nororiente
fuera del área de estudio (Formación Navarrete), además de
las que fueron cortadas por el “Pozo Hueso 1” perforado por
Petróleos Mexicanos en 1969 con una profundidad de 4916.5
m al norte y fuera del área, donde se cortaron las formaciones
Las Vigas, Navarrete, La Casita y rocas ígneas jurásicas en
el fondo (Anónimo, S.G.M.). La nomenclatura de las formaciones se adscribe a la terminología empleada por Ramírez y
Acevedo (1957)
En la medición de espesores de las formaciones cretácicas, se siguieron trayectorias de secciones columnares
(Fig. 2a) denominadas C1 (Las Vigas), C2a (Cuchillo en
Sierra La Lágrima), C2b (Cuchillo en Cerro Las Cuevas),
C3 (Glen Rose, Walnut, Edwards, Kiamichi), y C4 (Georgetown, Del Río, Buda, Ojinaga). La descripción petrográfica
de las muestras recolectadas y la interpretación del ambiente
deposicional de las unidades cartografiadas se presentan en
Oviedo et al., 2013 (este volumen).
Formación Las Vigas (Klv)
En el área de estudio, la formación está expuesta de manera
incompleta desconociendo su base y espesor real, habiéndose
medido 990 m compuestos por epiclásticos eminentemente
sammíticos y pelíticos de color café. Subyace a la Formación
Cuchillo en contacto transicional donde alternan estratos
delgados de arenisca y de caliza. Para fines de medición, el
contacto Las Vigas-Cuchillo se ubica arbitrariamente en la
aparición del primer estrato de caliza.
Formación Cuchillo (Kcu)
La investigación de esta unidad en Sierra La Lágrima forma
parte del Proyecto Elevación a la Categoría de Grupo de la
Formación Cuchillo que comprende el estudio de sus afloramientos en Chihuahua (Franco-Rubio, et al., 2012d). Por tal
razón, se midieron dos secciones; una sobre el flanco oriental
de Sierra La Lágrima y la otra en el Cerro Las Cuevas (Fig.
2 a), con espesores de 810 m y 410 m respectivamente. La
diferencia de espesores para esta unidad sedimentaria en
el área de estudio se atribuye a engrosamiento tectónico
por compresión tangencial, que afecta en mayor medida al
flanco occidental del pliegue recostado. Por esta razón, se
considera más representativo el espesor que la Formación
Cuchillo exhibe en el Cerro Las Cuevas donde, de la base
ed .
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a la cima, la secuencia está compuesta por cuatro miembros
1, 2, 3 y 4 (Fig. 2 a). El miembro inferior inicia en el primer
estrato de caliza del intervalo transicional arenisca-caliza
y se extiende por 280 m con estratos delgados a medianos
de caliza de color gris claro a medio con cantidades variables de arcilla en la matriz (equivalente a Formación La
Virgen). El miembro 2 con 25 m, está compuesto por estratos
medianos de caliza biostromal de color gris medio a oscuro
(equivalente a Formación Cupido). El miembro 3 se presenta
cubierto por material aluvial en su mayor parte, exhibiendo
un espesor de 30 m. Donde aflora, se observan estratos
laminares de arcillas calcáreas y en menor cantidad calizas
arcillosas en estratos de 5 a 15 cm (equivalente a Formación
La Peña). El miembro 4 en la cima con 75 m de espesor,
está compuesto por grupos de caliza de color gris medio en
estratos medianos que alternan con grupos de caliza arcillosa
y marga en estratos delgados a laminares. La presencia de
tintínidos lo caracteriza (equivalente a Formación Coyame).
Formación Edwards (Ked)
Descansa concordantemente sobre la unidad subyacente.
Presenta un espesor de 545 m cuyos estratos se describen en
Oviedo, et al. 2013 (este volumen).
Formación Glen Rose (Kgr)
Estratos gruesos y masivos de caliza con rudistas de color
gris medio caracterizan a esta secuencia que se manifiesta en
escarpes que sobresalen por su alta competencia a la erosión.
Presenta un espesor de 116 m.
Formación Georgetown (Kgt)
Ocupa el parteaguas de Sierra La Lágrima y su miembro
inferior posee estratos que se exhiben en abanico con buzamientos entre 68°, 90° y posición invertida. En Sierra El
Carrizo presenta un espesor de 810 m (Figs. 2 a y b).
Formación Walnut (Kwl)
Por su carácter eminentemente arcilloso, esta formación
se presenta cubierta por material aluvial y frecuentemente
disectada por arroyos de segundo y tercer orden. Contiene un
espesor de 131 m en el flanco oriental de Sierra La Lágrima.
La Formación Walnut, al igual que la Formación Lágrima
descrita por Haenggi (2002), descansa en contacto concordante sobre la Formación Glen Rose. No obstante, en relación
a la Formación Lágrima, L.E.M (2013) señala: “debido a
que esta unidad fue propuesta en un medio de publicación
no válido de acuerdo con los requisitos establecidos en el
Código de Nomenclatura Estratigráfica en sus diferentes
versiones, se considera informal”.
Derivado de las observaciones en el terreno y del
estudio en láminas delgadas de muestras procedentes de las
unidades sedimentarias que afloran en la región, se observa
una distribución espacial con espesores distintos a los que
muestra la información publicada por Haenggi (1966, 2002).
De esta manera, para este trabajo se abandona el término
“Formación Lágrima”, eligiendo el nombre de Walnut y
restringiéndolo a la sección de estratos arcillo-calcáreos que
descansan en contacto concordante con la Formación Glen
Rose.
Formación Del Rio (Kdr)
Aflora en el flanco occidental de Sierra La Lágrima en sitios
escasos y solo parcialmente. Contiene un espesor de 115 m y
está compuesta por arcillas calcáreas de color amarillo ocre
en estratos laminares y delgados.
de
Formación Kiamichi (Kki)
En la región noreste de Chihuahua es particularmente
complicado diferenciar a la Formación Kiamichi del
miembro intermedio que posee la Formación Georgetown
suprayacente. En Sierra La Lágrima ambos cuerpos son litológicamente similares, mostrando la cubierta aluvial típica de
las unidades arcillo-calcáreas cretácicas. No obstante, atendiendo la distribución espacial que estas unidades guardan
en la Sierra Grande de Coyame (S. G. M., 2005), se le ubica
entre las formaciones de carácter arrecifal Edwards y Georgetown de Sierra La Lágrima (Figs. 2 a y b). Presenta un
espesor de 188 m en su mayor parte cubierto por material
aluvial.
Formación Buda (Kbu)
A diferencia de otros sitios donde aflora esta formación
(Franco-Rubio, 1978), en la porción occidental de Sierra
La Lágrima se presenta con un espesor de 109 m en estratos
medianos a delgados que muestran un color gris claro característico. En lámina delgada exhibe una facies de plataforma
profunda (Oviedo, et al., 2013, este volumen).
Formación Ojinaga Inferior (KOi)
Descansa concordantemente sobre la Formación Buda,
conformando estructuralmente junto con las unidades subyacentes, un pliegue sinclinal recostado con ambos flancos en
el valle occidental de la sierra. Se desconoce la cima con la
unidad suprayacente.
Unidades volcánicas (Tiv)
Dentro del área se cartografiaron afloramientos compuestos
por una secuencia continental de carácter eminentemente
volcánica e integrada por tres miembros a, b y c: a) en la
base, epiclásticos continentales como relictos de una paleotopografía pre-erupción; b) ignimbrita riolítica en la parte
media, con piroconsolidación variable (según la distancia de
los afloramientos al centro eruptivo); c) y material de composición andesítico-basáltica en la cima: Todos presentan
espesores variables del orden de metros a decenas de metros.
El modelo de emplazamiento para la secuencia volcánica
coincide con las descripciones publicadas por Smith (1960a,
1960b y 1979).
Sierra La Lágrima. Pliegues simétricos anticlinal y sinclinal
en continuidad estructural se exhiben en el valle occidental,
conformados por estratos de la Formación Buda y Del Río en
posición normal (Figs. 2 a-b y 4).
Estructura Geológica
Las estructuras primarias de diastratificación en estratos
epiclásticos de la Formación Las Vigas proporcionan
evidencia en la determinación de la cima y base de esta
unidad y del resto de la secuencia sedimentaria, considerándola en posición normal hacia la porción oriental del área,
mas no así para la zona occidental.
En la zona septentrio-occidental del área de estudio,
la deformación secundaria estructuró un pliegue anticlinal
recostado con plano axial de rumbo N-S y vergencia al occidente. La estructura cambia transicionalmente a través de
una curvatura de 8 km de radio, convirtiéndose en anticlinal
asimétrico de rumbo S 30°W hacia la porción meridional.
Desaparece al transformarse en domo truncado en el extremo
sur de la sierra (Fig. 2b).
El anticlinal recostado invierte la posición de los
estratos en su flanco occidental, donde la erosión destruyó
la mayor parte de las unidades basales, conservándose únicamente las formaciones Georgetown, Del Rio, Buda y Ojinaga
Inferior. Estas unidades se observan en afloramientos hacia el
valle del extremo occidental. Estratos verticales de la Formación Georgetown ocupan el parteaguas de Sierra La Lágrima
(Fig. 3).
Figura 3.- Panorámica que muestra el parteaguas de Sierra La Lágrima,
viendo al noreste. Los estratos casi verticales pertenecen a la Formación
Georgetown. Al fondo a la derecha, Cerro Las Cuevas y Sierra El Carrizo.
Paralelamente, se desarrolló un pliegue sinclinal
también recostado y contiguo al anticlinal que da cuerpo a la
Acta
de
97
Figura 4.- Sección estructural a lo largo de la línea A-A’ mostrando el
pliegue recostado con vergencia occidental.
Modelo Tectónico
El anticlinal recostado muestra meridionalmente una
congruencia estructural con los afloramientos de estas mismas
unidades en la Sierra Grande de Coyame y extendiéndose a
Sierra Fernando en el centro-oriente de Chihuahua (S. G. M.,
2005, 2003b; Oviedo et al., 2011). En estas áreas se exhiben
anticlinales recostados vergiendo al occidente. En contraste,
se tienen pliegues recostados con vergencia oriental en Sierra
del Pegüis y Sierra de Cuchillo (S. G. M., 2003a y 2003b).
La hipótesis ideada que explica el mecanismo tectónico que origina estructuras recostadas con vergencia opuesta
sugiere en primer término, la apertura por distensión continental (Rift) del paleocontinente Laurencia con la acreción
de corteza oceánica durante el Jurásico Tardío. Lawton &
Harrigan (1998) en Little Hatchet Mountains, New Mexico
para la Cuenca de Bisbee, y Garrison & McMillan (1999) en
La Popa, Nuevo León para la Cuenca de Sabinas, otorgan
edades jurásicas a basaltos de afinidad oceánica.
El mecanismo de distensión continental desarrolla
la apertura del lado oriental de la Cuenca de Chihuahua,
como una prolongación de la Cuenca de Sabinas en el sur,
extendiendo en dirección septentrional hacia la región de El
Paso, Tx. Tal distensión detuvo su expansión al momento
del cambio de régimen pasivo de la Placa Farallón en la
margen Pacífica de la Placa de Norteamérica, por un régimen
activo que aplicó esfuerzos de compresión tangencial a la
Placa Norteamericana en dirección oriente. Ello propició el
cierre de las cuencas sedimentarias en proceso de formación
(Franco-Rubio, 2007), a través de la subducción de la corteza
oceánica jurásica bajo ambos límites de corteza continental
(Fig. 5). La secuencia sedimentaria jurásica y cretácica depositada sobre corteza oceánica, se pliega al colisionar por
transporte contra los bordes de corteza Laurenciana, confi-
ed .
98
gurando los pliegues recostados que se observan sobre las
márgenes Jurásicas, tanto en Sierra La Lágrima, como en
Sierra del Pegüis (S. G. M., 2003a y 2003b).
Figura 5.- Esquema del Modelo Tectónico ideado para la región de Sierra
La Lágrima en el noreste de Chihuahua, en base al Ciclo de Wilson (Burke,
2011; Wilson, 1968)
Al mismo tiempo, la fusión de la corteza oceánica
subducida eleva flujos de magma con menor densidad, que
atraviesan la corteza continental de las zonas de antepaís y
modificando la composición magmática por la asimilación
de materiales corticales. Eventualmente el arco magmático
puede alcanzar la superficie, emplazando la secuencia volcánica paleógena cuyos relictos afloran en la región.
Resultados
El levantamiento geológico de Sierra La Lágrima contribuye
al entendimiento estratigráfico y estructural de la porción
nororiental de Chihuahua. Con algunas adiciones, la elaboración del Cuadrángulo H13A-89-III perteneciente al programa
de cartografía geológica a escala 1:25,000 del Proyecto
Geología Regional de Chihuahua quedará concluido para
fines de 2013. Además, la medición de columnas estratigráficas, el mapeo geológico y la descripción de muestras en
lámina delgada pertenecientes a las unidades que integran a
la Formación Cuchillo en Sierra La Lágrima, incrementa la
información relativa al proyecto de elevación a la categoría
de grupo de esta formación.
En la región de Sierra La Lágrima se establece un
modelo tectónico diferente al anteriormente postulado por
R. K. DeFord (1958) que explica el origen de la Cuenca de
Chihuahua denominado “Distensión-Transcurrente” (PullApart). La identificación de los dominios tectónicos de
“antepaís y traspaís” (foreland and hinterland) en la región
nororiental de Chihuahua, permite consolidar el mecanismo
de “distensión continental” (rift) que mejor explica los rasgos
sedimentológicos, estratigráficos y estructurales observados
en las unidades sedimentarias. La aplicación del ciclo ideado
por Wilson (1968), ofrece un entendimiento adecuado de los
fenómenos geológicos observados en el área de estudio.
de
Conclusiones
1. Resulta evidente la escasez de datos duros que den
soporte a la hipótesis del modelo tectónico de distensión continental (rift) ideado. La evidencia de corteza
oceánica de edad jurásica en Little Hatchet, Nuevo
México y La Popa, Nuevo León, no es concluyente.
No obstante, en la medida en la que se reinterpreten
los datos obtenidos con anterioridad, así como la
adquisición de información nueva en áreas aún no
cartografiadas, darán soporte o bien, desecharán el
modelo aquí sugerido.
2. El modelo tectónico postulado difiere de la información propuesta por Hennings (1991) para la Cuenca
de Chihuahua, quién textualmente señala “A 160 km
structural transect across the belt from Ojinaga to near
Aldama, Chihuahua indicates that it consists of two
allochthons of opposing vergence. The decollement
of the Eastern allochthon shallows from evaporites to
Upper Cretaceous clastics in the Eastern frontal zone.
The decollement for the western allochthon shallows
from Precambrian basement to Cretaceous carbonates
in the western frontal zone”.
3. Difiere también del modelo mencionado por Clark et
al. (1979) que relaciona el magmatismo y vulcanismo
del occidente de Texas, a cambios en velocidad e inclinación de subducción de la Placa Oceánica Farallón,
como causantes directos de la fusión de la placa bajo
esta región.
4. Sierra El Fierro a 30 km al occidente de Sierra La
Lágrima presenta una orientación y estructura similares a Sierra La Lágrima, con pliegues recostados al
occidente. Ello no concuerda con la interpretación aquí
sugerida. Se espera esclarecer la interrogante como el
objetivo siguiente de investigación cartográfica.
5. La postulación del modelo tectónico de Distensión
Continental (Rift), ofrece una explicación congruente
con el origen de las cuencas sedimentarias y con
la deformación secundaria de la región oriental de
Chihuahua, así como con la identificación de los dominios tectónicos de antepaís y traspaís. La presencia
de plutones en ambas márgenes de cuenca (zonas de
antepais), emplazados a través del mecanismo aquí
sugerido, constituye un elemento discriminante en
la exploración por yacimientos minerales con valor
económico.
Agradecimientos
Un especial agradecimiento a los directivos de la Facultad de
Ingeniería de la Universidad Autónoma de Chihuahua, M. I.
Ricardo Ramón Torres Knight, Dr. Mario Cesar Rodríguez
Ramírez, M. I. Norma Leticia Méndez Mariscal, M.I. Javier
González Cantú y M.I. María Isabel Vázquez González,
por las facilidades otorgadas en cuanto a disponibilidad de
horario, suministro de viáticos, de vehículos, de choferes,
etc. Un agradecimiento particular a la Sra. Yolanda Orona
Cera del Laboratorio de Petrografía, por su valiosa contribución en la producción de láminas delgadas. Al Ing. Francisco
Gerardo Venegas Rascón, propietario del Rancho Norias
Nuevas en la región de Sierra La Lágrima, por el auxilio en
los recorridos del área estudiada, así como las facilidades de
hospedaje en el lugar para los autores de la investigación.
Referencias Bibliográficas
Anónimo, ____, Tabla de relación de pozos perforados por Petróleos
Mexicanos en Chihuahua: Biblioteca, Servicio Geológico Mexicano,
Sede: Chihuahua,Chih. Calle Industrial 6, Lote 6, Interior 2, Zona
Industrial Robinson, Chihuahua, Chih., México C.P. 31074.
Burke, Kevin, 2011, Plate Tectonics, the Wilson Cycle, and Mantle Plumes:
Geodynamics from the Top: Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2011.39:1-29.
Campa, M. F., 1983, The Tectonostratigraphic Terranes and the Thrust Belt
in Mexican Territory: Stanford Univ. Pub. Geol. Sci., vol. 18, p.
44-46.
Clark, K. F., Damon, P. E., Schutter, S.R. and Shaffiqullah, Mohamed, 1979,
Magmatismo en el Norte de México en relación a los yacimientos
metalíferos: A.I.M.M.G.M. Mem. Tec. XIII, p. 8-57.
DeFord, R. K. and Brand, J. P., 1958, Cretaceous platform and geosyncline,
Culberson and Hudspeth Counties, Trans-Pecos Texas: Society
of Economic Paleontologists and Mineralogists, Permian Basin
Section, 1958 Field Trip Guidebook, 90 p.
Dickinson, W. R. and Lawton, T. F., 2001, Tectonic setting and sandstone
petrofacies of the Bisbee basin (USA-Mexico): Journal of South
American Earth Sciences, 14, p. 475-504.
Dickinson, W. R., 2002, The Basin and Range Province as a Composite
Extensional Domain: International Geology Review, vol. 44, p. 1-38.
Fackler-Adams, B. N., Busby, C. J., and Mattinson, J. M., 1997, Jurassic
magmatism and sedimentation in the Palen Mountains, southeastern
California: Implications for regional tectonic controls on the
Mesozoic continental arc: Geological Society of America Bulletin,
v. 109, p. 1464-1484.
Franco-Rubio, Miguel, 1978, Estratigrafía del Albiano - Cenomaniano en
la Región de Naica, Chihuahua: Univ. Nal. Autón. México, Inst.
Geología, Revista, vol. 2, núm. 2, p. 132-149.
Franco-Rubio, Miguel, 2007, Geología y Paleomagnetismo de la porción
centro-oriental del Estado de Chihuahua, México: Definición
del Lineamiento Delicias-Mulato: Tesis Doctoral, Programa de
Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma
de México, 533 p.
Franco-Rubio, Miguel, Oviedo, Angélica, 2012a, Tectonic Evolution
of Chihuahua: From the Laurentia-Gondwana Collision to the
Chihuahua Trough Opening; in Franco-Rubio y Oviedo Editores,
Libro Guía de Excursiones, Resúmenes y Programa, Simposio de
la Geología de la Sutura Laurencia-Gondwana en Chihuahua, Fac.
Ingeniería, UACh (http://sig.fing.uach.mx), pp. 58-59.
Franco-Rubio, Miguel, Oviedo, Angélica & Reyes-Cortés, I. A., 2012b,
Geological and Tectonical Structure of Central-Eastern Chihuahua:
in Franco-Rubio y Oviedo Editores, Libro Guía de Excursiones,
Resúmenes y Programa, Simposio de la Geología de la Sutura
Laurencia-Gondwana en Chihuahua, Fac. Ingeniería, UACh (http://
sig.fing.uach.mx), pp. 61-62.
Franco-Rubio, Miguel, Caballero-Miranda, Cecilia I.,Alva-Valdivia, Luis
M., Oviedo, Angelica, Urrutia-Fucugauchi, Jaime, Martínez-Reyes,
Acta
de
99
Fernando, Torres-Knight, Ricardo, Riggs, Nancy R., GonzálezLeón, Carlos M., y López-Santillán, Roberto, 2012c, Permian
Magmatic Arc Related to the Ouachita Suture Zone in Chihuahua,
Mexico: Cordilleran Section - 108th Annual Meeting, Paper No.
19-1, Geological Society of America Abstracts with Programs, Vol.
44, No. 3, p. 22
Franco-Rubio, Miguel & Oviedo, Angelica, 2012d, Stratigraphy of the
Cuchillo Formation in Chihuahua, México: Cordilleran Section 108th Annual Meeting Paper No. 7-4, Geological Society of America
Abstracts with Programs, Vol. 44, No. 3, p. 11.
Garrison, J. M., and McMillan, N. J., 1999, Evidence for Jurassic continental
rift magmatism in northeast Mexico: Allogenic meta-igneous blocks
in El Papalote evaporite diapir, La Popa basin, Nuevo Leon, Mexico,
in Bartolini, Claudio, Wilson, J. L., and Lawton, T. F., eds., Mesozoic
Sedimentary and Tectonic History of North-Central Mexico:
Boulder, Colorado, Geological Society of America Special Paper
340, p. 319-332.
Haenggi, W. T., 1966, Geology of El Cuervo area, northeastern Chihuahua,
Mexico (Ph.D. Thesis): University of Texas at Austin, 403 p.
Haenggi, W. T., 2002, Tectonic history of the Chihuahua trough, Mexico
and adjacent USA, Part II: Mesozoic and Cenozoic: Boletín de la
Sociedad Geológica Mexicana, Tomo lV, núm. 1, 2002, p. 38-94.
Hennings, P. H., 1991, Structural Studies of the Chihuahua Tectonic Belt:
Dissertation for the degree of Doctor of Philosophy, unpublished
report, 116 p.
Lawton, T. F. and Harrigan, P. J., 1998, Broken Jug Formation—redefinition
of lower part of Bisbee Group, Little Hatchet Mountains, Hidalgo
County, New Mexico: New Mexico Geology – Science and Service,
ISSN 0196-948X, Volume 20, No. 3, pp. 69-77.
Oviedo, Angélica, Franco-Rubio, Miguel, Ariel Domínguez, Liliana
García, Denisse Martínez, Jilary Rodríguez, Nayeli Rodríguez e
Isaac Terrazas, 2013, Estratigrafía y Sedimentología de la Unidades
Cretácicas de Sierra La Lágrima, Chihuahua, México (Este Volumen)
Oviedo, Angélica y Franco-Rubio, Miguel, 2012, Fauna marina fósil del
Cretácico Medio de Chihuahua: Instituto de Geología, UNAM y
Sociedad Mexicana de Paleontología Editores, Revista Paleontología
Mexicana, v. 62, ISSN 0185-478X.
Ramírez-M, J. C. y Acevedo-C, Francisco, 1957, Notas sobre la Geología
de Chihuahua: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos
Petroleros, Volumen IX, No. 9 y 10, pp. 583-770.
S. G. M., 2003a, Carta Geológica-Minera San Antonio del Bravo H13-5:
Cartografía y Edición por el Servicio Geológico Mexicano,
Boulevard Felipe Ángeles Km 93.50-4, Col. Venta Prieta, C.P.,
42080, Pachuca, Hgo., Primera Edición, Escala 1:250 000.
S. G. M., 2003b, Carta Geológica-Minera Ojinaga H13-8: Cartografía y
Edición por el Servicio Geológico Mexicano, Boulevard Felipe
Ángeles Km 93.50-4, Col. Venta Prieta, C.P., 42080, Pachuca, Hgo.,
Primera Edición, Escala 1:250 000.
S. G. M., 2005, Carta Geológica-Minera Coyame H13-C39: Cartografía
y Edición por el Servicio Geológico Mexicano, Boulevard Felipe
Ángeles Km 93.50-4, Col. Venta Prieta, C.P., 42080, Pachuca, Hgo.,
Primera Edición, Escala 1:50 000.
Smith, R. L., 1960a, Zones and Zonal Variations in Welded Ash Flows:
Geological Survey Professional Paper 354-F.
Smith, R. L., 1960b, Ash flows: Geological Society of America Bulletin 71:
795-842.
Smith, R. L., 1979, Ash-flow magmatism: Geological Society of America
Special Paper 180: 5-25.
Wilson, J. T., 1968, Static or mobile earth: the current scientific revolution.
Proc. Am. Philos. Soc. 112(5):309–20.
ed .
100
Un Nuevo Prospecto de Sulfuros Masivos Vulcanogénicos para
el área de
Zacualpan-Tonatico
Un Nuevo Prospecto de Sulfuros Masivos Vulcanogénicos para el área de
Zacualpan-Tonatico (Denuncio La Victoria) Edo. de México: Petrología y
Microtermometría de Chimeneas Colapsadas
González Partida, E.1; Farfan Panamá J. L.2; Camprubi, A.3; Canet C.3; González Ruiz4, Pura Alfonso5 y Vega González, M.1
Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla;
Apartado postal 1-742, C.P. 7600, Querétaro, Qro., México.
2
Universidad Autónoma del Estado de Guerrero, Unidad de Ciencias de la Tierra Taxco.
Ex Hacienda Taxco el Viejo. Gro.
3
Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México. Ciudad Universitaria,
Delegación Coyoacán, 04510 México, D.F. (México).
4
Centro Nacional de Investigación Avanzada en Petrofísica, Qro., Qro. México. y U.M.R.-7566-G2R,
Nancy-Université, Boulevard des Aiguillettes, B.P. 239, F-54506 Vandœuvre-lès- Nancy, France.
5
Departament d’Enginyeria Minera i Recursos Naturals, Universitat Politècnica de Catalunya,
Avinguda Bases de Manresa 61-73, 08242 Manresa, Catalunya, España
1
Resumen
En México los sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) son principalmente Mesozoicos
(Jurasico Superior a Cretácico Inferior), ocurren a lo largo del margen circumpacífico en lo
que se conoce como Terreno Guerrero, un hijo de este Terreno, el Subterreno Teloloapan,
es una secuencia litoestratigrafica guía en la exploración de sulfuros masivos
vulcanogénicos del “cluster“: Rey de Plata, Campo Morado-Suriana, Tlanilpa-Azulaquez,
Tonatico/Zacualpan y Tizapa-Esmeralda-Santa Rosa.
En un afloramiento de VMS en el área de Tonatico/Zacualpan muestras tubulares
con textura anular-radial de restos de chimeneas fueron analizadas por mineragrafía,
microscopio electrónico de barrido (SEM-EDS) y por Microtermometría de inclusiones
fluidas. Se determinó una mineralogía compleja representada por, pirita, cuarzo, calcita con
trazas de manganeso, fibroferrita, y sulfatos representados por: barita anhidrita, copiapita,
anglesita, melanterita, plumbojarosita con Sr, milosevichita y loudebaquita.
Las inclusiones fluidas (IF) son del tipo líquido+vapor a líquido dominante: En las
IF del cuarzo la salmuera es cálcica con valores en el rango de 13 al 33 % Eq. en peso CaCl2,
y temperaturas de homogenización (Th) en el rango de 135° a 195 °C mientras que para las
calcita la salinidad fue de 16 a 18% Eq. en peso NaCl y temperaturas de homogenización
de 135° a 148°C, y en la Barita de 140° 157°C y salinidades de 14 a 16.9 Eq. en peso NaCl.
Estos valores implican una salmuera densa por lo que de existir más cuerpos minerales,
estos deberían de estar proximales a su fuente. Por lo tanto, estudios de geología detallada,
exploración geofísica y barrenación alrededor de los afloramientos podrían resultar de gran
valor para hallar posibles mineralizaciones de interés económico.
Palabras Clave: Subterreno Teloloapan, sulfuros masivos vulcanogénicos,
chimenea colapsada, Tonatico/Zacualpan.
Abstract
In Mexico the massive sulfides vulcanogenicos (VMS) are mainly Mesozoic (Jurassic to lower
Cretaceous), occur along the margin of circumpacifico in what is known as land Warrior, a son
of this land, underground Teloloapan, is a sequence litoestratigrafica guide in the exploration of
massive sulfide vulcanogenicos in the “cluster”: Silver King, Morado-Suriana field, TlanilpaAzulaquez, TonaticoZacualpan and Tizapa-Esmeralda-Santa Rosa.
In an outcrop of VMS in the area of TonaticoZacualpan tubular specimens with anularradial texture of remains of fireplaces were analyzed by mineragrafia, electron microscope
scanning (SEM-EDS) and by Microthermometry of fluid inclusions. It was determined a complex
mineralogy represented by, pyrite, quartz, calcite with traces of manganese, fibroferrita, and
represented by sulfates: barite anhydrite, melanterite, copiapite, anglesite, plumbojarosita Sr,
milosevichita and loudebaquita.
González Partida, E.; Farfan Panamá J. L.; Camprubi, A.; Canet C.; González Ruiz, Pura Alfonso y Vega González, M.
101
The fluid inclusions (IF) are dominant fluid liquid/vapor type: in the quartz , the
brine is calcium with values in the range of 13 to 33 Eq. weight CaCl2, and temperature of
homogenization (Th) in the range of 135 to 195 ° C meanwhile for the calcite salinity was 16 to
18 EQ. weight NaCl and homogenization of 135 to 148 ° C, and temperatures in the bar 140 °
157 ° C and salinities from Eq 14 to 16.9. weight NaCl. These values imply a dense brine so there
is more mineral bodies, these should be proximal to its source. Therefore studies detailed geology,
Geophysical Exploration and drilling around the outcrops may be of great value to find possible
mineralization of economic interest.
Key words: Subterreno Teloloapan, massive sulfide chimney collapsed, vulcanogenicos,
TonaticoZacualpan.
Generalidades de los VMS Mexicanos
En México los sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) son
principalmente Mesozoico (Jurasico Superior a Cretácico
Inferior), ocurren a lo largo del margen circumpacifico en
lo que se conoce como Terreno Guerrero (Giles y GarcíaFons 2000, Miranda-Gasca 2000, Camprubí, A., 2009,
Orozco-Villaseñor 2010, Alfonso et al., 2011, CentenoGarcía et al., 2011 y Torró et al., 2011, Farfán et. al., 2013):
La mayoría de estos depósitos se han clasificado dentro
del tipo Kuroko (Charoy y González-Partida, 1984) con
menas predominantes de Zn-Pb-Cu o Zn-Cu y valores
subordinados de Ag y Au, dentro de una clasificación composicional. El volcanismo asociado, que varía de basáltico a
riolítico, se ha clasificado como calci-alcalino con miembros
tholeiiticos (González-Partida, 1984, 1993; Miranda-Gasca
et al., 2001, Miranda-Gasca, 2003; Mengelle et al., 2006;
Bissig et al., 2008). Estos depósitos formados en el fondo
marino se interdigitan igualmente con sedimentos arenopelíticos junto con tobas y lavas almohadilladas, así como con
calizas de la plataforma de Morelos. Las edades reportadas
van desde el Aptiano-Albiano (Talavera-Mendoza et al.,
1995, 2000, 2007), hasta el Jurásico Superior (Lewis et al,
2000; Mortensen et al., 2008), así en Rey de Plata y Campo
Morado-Suriana la edad varia de 137 a 154 Ma (Oliver
et al., 2000, 2001; Mortensen et al., 2008); En TlanilpaAzulaquez la edad es de 138.7 Ma (Rhys et al. 2000).
Algunos yacimientos están claramente formados
en una cuenca de “back-arc settings” relacionada a un
arco volcánico submarino del borde Occidental Mexicano del discutido Terreno Guerrero (González-Partida y
Torres 1988; Mortensen et al., 2008). Cabe destacar que
al menos los yacimientos de Rey de Plata- AzulaquesTonatico/Zacualpan y Tizapa del Sub-Terreno Teloloapan
(Figura 1) se encuentran muy próximos a lo que fue la plataforma de Morelos. En el “cluster “ de VMSs del Sub-Terreno
Teloloapan destacan los yacimientos de Rey de Plata,
Campo
Morado-Suriana,
TlanilpaAzulaquez,
Tizapa-Esmeralda-Santa Rosa y recientemente el hallazgo
en Zacualpan /Tonatico (denuncio La Victoria) que se
reporta por primera vez en este trabajo.
Acta
de
Marco Geológico
En general las rocas del área de estudio están representadas por una secuencia dominada por grauvacas y lutitas
tobáceas y de manera ocasional se observan
lentes de lavas tipo almohadilladas, hialoclastitas y conglomerados epiclásticos (del Sub-Terreno Teloloapan), a estas
rocas Talavera-Mendoza et al. (1995) y Talavera-Mendoza
y Guerrero-Suastegui (2000) les han asignado una edad del
Titoniano - Aptiano Superior. Según Farfán et. al., (2013)
El subterreno Teloloapan limita al este con el Terreno
Mixteca, al oeste con el subterreno Arcelia-Palmar
Chico, al norte con el Cinturón Volcánico Transmexicano y
al sur con el Terreno Xolapa (Figura 1). Según los autores
anteriores el Subterreno Teloloapan está compuesto por
dos conjuntos litológicos: 1°) una secuencia basal, constituida
por rocas metavolcánicas y volcanoclásticas de composición
basáltico-andesítica a lo que se llama Formación Villa de
Ayala (FVA), y 2°) una cubierta sedimentaria representada
por las Formaciones Acapetlahuaya, Amatepec, Miahuatepec,
Teloloapan y Grupo Balsas. La Formación Villa de Ayala es
de edad Titoniano-Hauteriviano (Mortensen et al., 2008) y
presenta una variación litológica de lavas almohadilladas,
lavas masivas, brechas y hialoclastitas interestratificadas
con sedimentos silícicos con radiolarios (Talavera-Mendoza
et al., 1995; Talavera-Mendoza y Guerrero-Suastegui, 2000).
Hacia la cima se halla en contacto transicional con la Formación Acapetlahuaya, del Aptiano, que se compone de lutitas
y areniscas volcánicas en estratificación delgada (Farfán
et. al., 2013). La FVA (Sub-Terreno Teloloapan) es un blanco
de exploración.
La chimenea colapsada de Zacualpan/Tonatico: Resultados
Se sabe que la morfología ideal de un depósito SMV típico,
consiste en una lente concordante (estratiforme) de sulfuros
masivos, compuesto por un 60% ó más de sulfuros (Sangster y
Scott, 1976), que en muchos casos es subyacido estratigráficamente por un stockwork, discordante, (o zona de vetillas), que
contiene mineralización de sulfuros. El contacto superior de los
lentes de sulfuros masivos con la pared de la roca es colgante y
usualmente en sus extremos se acuña, pero el contacto inferior es
ed .
102
el área de
Zacualpan-Tonatico
Figura 1. Esquema geológico de la localización del área de estudio (Zacualpan/Tonatico). Modificado de Rhys et al., (2000) y Farfán et. al., (2013). Leyenda: los triángulos en gris corresponden
al Sub Terreno Teloloapan, los cuadros rojos al sub-Terreno Arcelia, los rectángulos verdes (símbolo de caliza) al terreno Mixteco y las rayas en color rosa al vulcanismo Terciario-Reciente.
En cuadros azules roca no diferenciada.
usualmente gradacional dentro de la zona de vetillas, así un sólo
depósito puede consistir en varios lentes individuales de sulfuros
masivos y ellos estar o no debajo de las zonas de “stockwork”.
La interpretación convencional que se da a estas morfologías es que la zona de “stockwork”, representa la forma
de conducto casi en la superficie de un sistema submarino
hidrotermal y un lente de sulfuro masivo es el resultado producido por la acumulación de sulfuros tras su precipitación de los
componentes de las soluciones hidrotermales en el piso marino
alrededor de la abertura de descarga. En la zona de descarga es
común que se formen conductos denominados “chimeneas”, sin
embargo, éstas son muy poco frecuentes: En los VMS Mexicanos, estas no se habían reportado: En este trabajo se describen
desde el punto de vista petrológico y microtermométrico restos
de una chimenea como evidencia de la posible existencia de un
nuevo VMS en el área de Tonatico-Zacualpan.
Discusión
Muestras tubulares de restos de chimeneas fueron analizadas
por mineragrafía y microscopio electrónico de barrido (SEMEDS ver Figura 2). Además se realizó microtermometría de
inclusiones fluidas en 7 muestras de ganga de cuarzo, calcita
y barita. Se determino una mineralogía compleja representada por, Pirita, cuarzo, calcita con trazas de manganeso,
fibroferrita, sulfatos y sulfatos complejos representados por:
barita anhidrita, fibroferrita, copiapita, anglesita melanterita,
plumbojarosita con Sr, milosevichita ó loudebaquita.
Las inclusiones fluidas analizadas son del tipo
líquido+vapor a líquido dominante, En el cuarzo la salmuera
es cálcica con valores en el rango de 13 al 33 % Eq. en peso
CaCl2, y temperaturas de homogeneización (Th°C) en el
rango de Th = 135° a 195 °C mientras que para las calcita
la salinidad fue de 16 a 18% Eq. en peso NaCl y temperaturas de formación de Th= 135° a 148°C y en la Barita de
Th°C 140° 157°C y salinidades de 14 a 16.9 Eq. en peso
NaCl. Estos valores implican una salmuera densa por lo que
de existir más cuerpos minerales, estos deberían de estar
proximales a su fuente, por lo, tanto estudios de geología
detallada, exploración geofísica y barrenación alrededor de
los afloramientos podrían resultar de gran valor para hallar
posibles mineralizaciones de interés económico.
Conclusión.
1. Las chimeneas colapsadas presentan una mineralogía
caracterizada por Pirita, con trazas de manganeso,
fibroferrita, sulfatos y sulfatos complejos representados
por: barita anhidrita, fibroferrita, copiapita, anglesita
melanterita, plumbojarosita, milosevichita, loudebaquita y una de ganga de cuarzo, calcita y barita.
2. Los fluidos mineralizantes son del tipo líquido+vapor
a líquido dominante, la salmuera es cálcica y varia en
salinidad en un rango de 13 al 33 % Eq. en peso CaCl2,
con temperaturas de homogeneización que varían de
135° a 195 °C.
González Partida, E.; Farfan Panamá J. L.; Camprubi, A.; Canet C.; González Ruiz, Pura Alfonso y Vega González, M.
A
103
C
C
D
Co
B
B
Me
D
Mil
Ang
E
Ca
Mil
Pi
G
G
Co
Ang
F
Anh
H
F
H
Fi
Piu
Figura 2. Imágenes de SEM-EDS. Donde: Ca= Calcita, Pi= Pirita, Ang= Anglesita, Me= Melanterita, Co = Copiapita, Piu= Plumbojarosita,
Mil= Milosevichita, Fi= Fibroferrita, Anh= Anhidrita. La escala (barra) es en µm=micrones.
Acta
de
ed .
104
Agradecimientos.
Los estudios fueron parcialmente financiados por el proyecto
PAPIIT # IN101113-3 por lo que agradecemos a la UNAM
por este apoyo.
Alfonso, P., Torró, L., Mesa, C., Parcerisa, D., Mata-Perelló, J.M., GonzálezPartida, E., Canet, C., Garcia-Vallès, M., 2011. Mineralogical
characterisation of the Tizapa ore deposit, Mexico. En Barra, F.,
Reich, M., Campos, E., and Tornos, F. (eds.), 11th SGA Biennial
Meeting – Let’s talk ore deposits. Universidad Católica del Norte,
Antofagasta, Chile, 2, 781-783.
Bissig, T., Mortensen, J.K., Tosdal, R.M., Hall, B.V., 2008, The rhyolitehosted VMS district of Cuale, Guerrero Terrane, west-central
Mexico: silver-rich, base-metal mineralization emplaced in a
shallow submarine continental margin setting: Economic Geology
103, 141–160.
Camprubí, A., 2009, Major metallogenic provinces and epochs of Mexico.
SGA News 25, 1–20.
Centeno-García, E., Busby, C., Busby, M., Gehrels, G., 2011, Evolution
of the Guerrero composite terrane along the Mexican margin, from
extensional fringing arc to contractional continental arc: Geological
Society of America Bulletin 123, 1776–1797.
Charoy B., González-Partida, E., 1984, Analyses des phases fluides associés
a la genèse des amas sulfurés et des filons Au-Ag de la province
de Taxco-Guanajuato (Mexique) : Bulletin de Minéralogie 107,
285–305.
Farfán Panamá J. L., González Partida, E., Camprubi, A., Canet C., González
Ruiz, Pura Alfonso y Vega González, M., 2013, Caracterización
Petrológica y Microtermometría de las Chimeneas Colapsadas
de los Sulfuros Masivos exhálativos Vulcanogénicos del área
de Zacualpan-Tonatico Edo. de México. Boletín de la Sociedad
Geológica Mexicana. En Prensa.
Giles, David A., García-Fons, Javier, 2000, Volcanogenic Deposits in
Mexico: The Producing Mines in VMS Deposits of Latin America,
Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division,
p 135-140.
González-Partida, E., 1993, Datos geoquímicos de roca total para la
secuencia volcanosedimentaria Cretácica en Cuale-El Rubí, Jalisco,
y Tierra Caliente, Guerrero, México: Geofísica Internacional 32,
249–259.
González-Partida, E., 1984, Análisis de las inclusiones fluidas e isótopos de
azufre, hidrógeno y oxígeno de los sulfuros masivos de Tizapa-Sta
Rosa, Edo. de México: Geomimet 128, 66–76.
González-Partida, E., Torres-Rodríguez, V., 1988, Evolución tectónica
de la porción centro-occidental de México y su relación con
los yacimientos minerales asociados: Geofísica Internacional
27, 543–581.
Lewis, P.W., Rhys, D.A., 2000, Geological setting of the Tizapa volcanogenic
massive sulphide deposit, Mexico State, Mexico. en Sherlock, R.L.,
Logan, M.A.V. (eds.), Volcanogenic Massive Sulphide Deposits
of Latin America, Geological Association of Canada Special
Publication 2, 87-112.
Mengelle-López, J.J., Picazo-Alba, M.A., Canet, C., Camprubí, A.,
Prol-Ledesma, R.M., 2006, Depósitos VMS de la Cuenca La
Esperanza, Guanajuato: Boletín de Mineralogía 17, 11–12.
Miranda-Gasca, M.A., 2000, The metallic ore-deposits of the Guerrero
Terrane, western Mexico: an overview: Journal of South American
Earth Sciences 13, 403–413.
el área de
Zacualpan-Tonatico
Miranda-Gasca, M.A., 2003, The volcanogenic massive sulfide deposits
of Mexico. Proceedings of the 99th Annual Meeting, Cordilleran
Section, Geological Society of America, paper 24-1.
Miranda-Gasca, M.A., De la Garza, V., Téllez, R., Hernández, A., 2001, The
Rey de Plata Cretaceous Zn-Pb-Cu-Ag-Au volcanogenic massive
sulfide deposit, Guerrero, Mexico: Society of Economic Geologists
Special Publication 8, 277–290.
Mortensen, J.K., Hall, B.V., Bissig, T., Friedman, R.M., Danielson,
T., Oliver, J., Rhys, D.A., Ross, K.V., Gabites, J.E., 2008, Age and
paleotectonic setting of volcanogenic massive sulfide deposits in the
Guerrero Terrane of Central Mexico: constraints from U-Pb age and
Pb isotope studies: Economic Geology 103, 117–140.
Oliver, J., Payne, J., Rebagliati, M., Cluff, R., 2000, Precious-metal-bearing
volcanogenic massive sulphide deposits, Campo Morado, Guerrero,
Mexico. In: Sherlock, R.L., and Logan, M.A.V. (eds.), Volcanogenic
Massive Sulphide Deposits of Latin America, Geological Association
of Canada Special Publication 2, 57-69.
Oliver, J., Payne, J., Kilby, D., Rebagliati, M., 2001, Lower Cretaceous
precious metal-rich volcanogenic massive sulfide deposits, Campo
Morado, Guerrero, Mexico. Society of Economic Geologists Special
Publication 8, 265-276.
Orozco Villaseñor F.J. 2010.- Mineralogy and genesis of the Rayas ore
shoot, and its geological relation with other ore bodies, Veta Madre,
Guanajuato, México. Water Rock Interation, in Birkle & TorresAlvarado (eds). Taylor & Francis Group ISBN9780415604260.
Pp. 219-222.
Rhys, D., Eons, G., Ross, K., 2000, Geological setting of deformed
VMS-type mineralization in the Azulaques-Tlanilpa area, northern
Guerrero State, México. In: Sherlock, R.L., and Logan, M.A.V.
(eds.), Volcanogenic Massive Sulphide Deposits of Latin America,
Geological Association of Canada Special Publication 2, 113-133..
Sangster, D. F., Scott, S. D., 1976, Precambrian strata-bound, massive
Cu-Zn-Pb sulfide ores of North America. In K. H. Wolf (Ed.) Cu, Zn,
Pb and Ag Deposits, V. 6. Elsevier, Amsterdam, p. 129-222.
Talavera-Mendoza, O., Ruiz, J., Gehrels, G.E., Valencia, V.A., CentenoGarcía, E., 2007, Detrital zircon U/Pb geochronology of southern
Guerrero and western Mixteca arc successions (southern Mexico):
New insights for the tectonic evolution of the southwestern North
America during the late Mesozoic. Geological Society of America
Bulletin 119, 1052–1065.
Talavera-Mendoza, O., Ramírez, E. J., Guerrero-Suástegui, M., 1995,
Petrology and Geochemistry of the Teloloapan Subterrene, a Lower
Cretaceous evolved intra-oceanic island-arc: Geofísica Internacional,
v. 34, p. 3-22.
Talavera-Mendoza, O. y Guerrero-Suastegui, M. (2000), Geochemistry and
isotopic composition of the Guerrero Terrane (western Mexico):
implications for the tectono-magmatic evolution of southwestern
North America during the Late Mesozoic: Journal of South
American Earth Sciences, 13, 297–324.
Torró, L., Alfonso, P., González-Partida, E., Canet, C., Gómez-Fernández,
F., 2011, Preliminary study of fluid inclusions and sulphur isotopes
of the Tizapa ore deposit, Mexico. En Barra, F., Reich, M., Campos,
E., and Tornos, F. (eds.), 11th SGA Biennial Meeting – Let’s talk
ore deposits. Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile, 2,
775-777.
González Partida, E.; Camprubi, A.; González Ruiz; Canet C.; Pura Alfonso y Piedad Sánchez, N.
105
Los Depósitos Estratoligados de Cobre en el Noreste de México: Características
Genéticas a Partir del Análisis de los Fluidos Mineralizantés
González Partida, E.1*; Camprubi, A.2; González Ruiz3; Canet C.2; Pura Alfonso4 y Piedad Sánchez, N.5
Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla; Apartado postal
1-742, C.P. 7600, Querétaro, Qro., México.
2
Instituto de Geología y Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de México.
Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 México, D.F. (México).
3
Centro Nacional de Investigación Avanzada en Petrofísica (CENIAPET), Qro., Qro. México y Geología,
minería y consultoría (GEOMINCO). www.geominco.com.mx.
4
Departament d’Enginyeria Minera i Recursos Naturals, Universitat Politècnica de Catalunya,
Avinguda Bases de Manresa 61-73, 08242 Manresa, Catalunya, España.
5
Facultad de Metalurgia. Unidad Norte, Universidad Autónoma de Coahuila. Carretera 57, km 5,
Monclova, Coahuila de Zaragoza, C.P. 25700.
1
Resumen.
En el área de Huizachal Tamaulipas, el análisis de cuarzo mostro salinidades en el rengo de 18
a 28 % Eq. peso CaCl2 y temperaturas de homogeneización (Th) de 160º a 215 °. Para el cobre
estratiforme del área de Cuatro Ciénegas se obtuvo un rango de salinidad de 26.3 a 38.57%
de Eq. en peso CaCl2 para el cuarzo, y de 26.3 a 26.8 % Eq. peso CaCl2 para la calcita; las
temperaturas de homogeneización (Th) en el cuarzo es de 128º a 165 °C y para la calcita
es de 98º a 115 °C. En el área de Las Vigas Chih., se analizaron muestras en la mena de cobre
así como en troncos mineralizados con cobre: En la mena se obtuvo un rango de salinidad
de 19.5 a 23.1% de Eq. en peso CaCl2 para el cuarzo en los fluidos subsaturados de la
salmuera cálcica, los fluidos saturados del tipo S+L+V presentaron salinidades del orden de
29 a 40 % peso CaCl2, las temperaturas de homogeneización variaron de Th = 150º a 180 °C;
Un comportamiento semejante presentaron las inclusiones fluidas analizadas en la mineralización
de troncos de madera reemplazados por cobre y ganga de cuarzo, donde se determino una
salinidad de 15 a 33% peso CaCl2 con temperaturas de homogeneización de Th =146° a 214 °C.
Nuestros datos son compatibles con un modelo genético relacionado a los primeros pulsos de
la Orogenia Laramídica Mexicana, donde los fluidos cálcicos caliente mineralizantés cargados
con cobre de la cuenca, migran hacia los bordes de las plataformas depositándose en horizonte
permeables muy posiblemente en la interface de acuíferos colgados pre-existentes donde la
mezcla y enfriamiento provocan la precipitación del cobre: De aquí su carácter estrato-ligado.
Abstract
The estratiform copper area of Huizachal Tamaulipas, the analysis of quartz resulted in salinities
in the range of 18 to 28 Eq. weight CaCl2 and homogenization temperatures from Th = 160 ° to
215 ° For estratiform copper of the Cuatro Cienegas area was obtained a range of salinity from 26.3
to 38.57 of Eq. weight CaCl2 to quartz, and 26.3 to 26.8 EQ. weight CaCl2 for calcite; homogenization
in the quartz temperatures range from Th = 128 ° to 165 ° C and Th = 98 ° to 115 ° C calcite. In the
area of the Las vigas Chih., samples of the ore of copper as well as trunks mineralized with copper:
the mena yielded a range of salinity from 19.5 to 23.1 of Eq. weight CaCl2 for quartz in subsaturados
calcium brine fluids, fluid saturated type S+L+V showed salinities in the order of 29 to 40 weight
CaCl2, homogenization temperatures ranged from Th =150 ° to 180 ° C; Presented a similar behavior
the fluid inclusions analyzed in the mineralization of trunks of wood replaced by copper and ganga
of quartz, where salinity and 15 to 33 weight CaCl2 with homogenization temperatures from Th =146
to 214 ° C were determined. Our data is consistent with a genetic model related to the first pulses of
the Mexican Oragenia Laramidica, where calcium fluids hot mineral suplement, loaded with copper
basin migrate permeable depositandose on horizon platform edges very possible at the interface of
pre-existing hung aquifers where mixing and cooling causes the precipitation of copper: hereby his
layer-linked carácter.
Acta
de
ed .
106
Los Depósitos Estratoligados de Cobre
Introducción.
En las últimas décadas, los yacimientos estratoligados
definidos como depósitos Mississippi Valley-type (y/o depósitos estratoligados), junto a los tipo Lechos Rojos y VMS
(Vulcanogenic Masive Sulfide) y Sedex aportaban una gran
cantidad de cobre, plomo y zinc en la producción mundial.
En el aspecto económico, los depósitos sedimentarios de
cobre son de gran importancia a escala mundial, estimándose sus reservas en un 20-25 % del total de este metal
(Kirkham, 1989). Así, los depósitos sedimentarios de cobre
son la segunda fuente del metal, únicamente superados por
los pórfidos cupríferos. También son importantes debido
a que son la fuente de Ag y Co, y en menor grado, de Zn,
Pb y U. Además, ocasionalmente pueden presentar Au, V y
elementos del grupo del platino (EGP) (Hitzman, 2005).
Contexto Geológico del cobre estratiforme en México.
El Golfo (o cuenca) de Chihuahua-Sabinas es una cuenca
intracratónica cuya historia geológica está estrechamente
ligada al cinturón orogénico de la Sierra Madre Oriental. Está
limitado por grandes unidades positivas que corresponden
a los elementos paleogeográficos de principios del Jurásico. Su apertura se considera íntimamente ligada con los
movimientos de los grandes accidentes transcontinentales.
La configuración estructural y estratigráfica de esta región
inicia con el evento Orogénico Ouachita-Marathon en el
Permo-Triásico (Goldhammer, 1999) y a partir de aquí,
la evolución paleogeográfica desde el Mesozoico hasta el
Cenozoico del noreste de México se relaciona estrechamente
al origen del Golfo de México, cuyo inicio se remonta al
rompimiento de Pangea durante el Triásico Tardío-Jurásico
Medio que provocó la separación de las placas Norteamericana, Sudamericana y Africana (Padilla y Sánchez, 1986)
y como consecuencia la apertura del Golfo de México y su
evolución estratigráfica durante el Cretácico y su culminación con el evento de la Orogenia Laramide durante el
Cretácico Superior al Terciario Temprano (Goldhammer,
1999). El rompimiento y separación de este supe continente
permitió la formación de grabens y pilares que contribuyeron
a la distribución de altos y bajos estructurales que a su vez
controlaron los patrones sedimentarios (Padilla y Sánchez.
1982) y posteriormente determinaron los estilos estructurales Laramidicos de esta zona (Wilson, 1990). La Cuenca
de Sabinas es una depresión delimitada por los bloques altos
de Coahuila al Sur, Burro-Peyotes al Norte y el arco de Tamaulipas al Este. Dentro de la cuenca se conocen dos áreas con
intrusiones graníticas de edad Permo-Triásica, estas corresponden a los altos de basamento de La Mula y Monclova
(Jones, et al., 1984; Wilson, 1990). El estilo de deformación
que caracteriza actualmente a la Península Burro-Peyotes,
en el
Noreste de México
arco de Tamaulipas y a la Cuenca de Sabinas incluyendo las
Islas de La Mula y Monclova, se engloban en su conjunto
dentro del área que se conoce como “la faja plegada de
Coahuila” (Goldhammer, 1999 y referencias) y consiste en
numerosos anticlinales aislados, fuertemente apretados y
alargados, orientados al NW y separados por amplios valles
sinclinales. Anticlinales ramificados, núcleos de evaporitas y
doble buzamiento son rasgos frecuentes y característicos de
este estilo de deformación (Padilla y Sánchez, 1986; Goldhammer, 1999). La cuenca de Chihuahua, se encuentra entre
altos de basamento con litologías del Precámbico-Paleozoico,
que funcionaron como elementos geográficos positivos hasta
el Jurásico Tardío y son: La Península del Diablo, al NNE;
La Península de Aldama, al WSW y la Isla o península de
Coahuila al SE. Las penínsulas del Diablo y Aldama están
constituidas por rocas gneísicas, anfibolítas, granitos y metavolcánicos de edad Precámbrica y forman parte de la porción
meridional del Cratón de Norteamérica enclavado dentro de
la Provincia Greenvilliana, estas rocas de basamento han sido
sometidas a fases compesivas y distensivas y controlaron la
sedimentación de la cuenca de Chihuahua.
Roca Encajonante de la mineralización.
En la cuenca de Chihuahua - Sabinas y mar Mexicano (figura
1), el cobre sedimentario se encuentra sistemáticamente
alojado en sedimentos siliciclásticos de las formaciones
Huizachal en Tam., en la Formación San Marcos en
la cuenca de Sabinas y en la Formación Las Vigas en la
cuenca de Chihuahua en Chih., formaciones que se generan
a partir de los paleo elementos positivos del Triásico tardío
al Jurásico Temprano. Se presume (González Sánchez et al.,
2009, García Alonzo et al., 2011) que La Orogenia Laramide detonó el flujo de fluidos asociado a las zonas más
profundas de las cuencas, iniciándose así la acumulación
de yacimientos estratoligados en el Noreste de México, los
cuales se distribuyeron preferencialmente en los bordes de
las plataformas que limitan dichas cuencas. Las fallas regionales de San Marcos y La Babia limitaron las cuencas de
Sabinas- Chihuahua, elementos que jugaron un papel fundamental para la acumulación de cobre estratiforme. Cuerpos
de cobre estratiforme afloran en el Cañón de Huizachal
Tam., a todo lo largo de la Sierra de Pinos (área de Cuatro
Ciénegas), Las Palomas y Sierra Mojada en Coahuila y en el
tren Las Vigas – El Coyote en Chih., siendo solo en este lugar
que en los años 1950-1973 fueron explotadas minas para la
extracción de Cu-Au-Ag , las leyes promedio explotadas en
las zonas de minerales primarias y oxidados de los mantos,
variaron de 2 a 4% cobre con ocasionales valores de 1 gr
de oro y 80 a 100 gr. de plata por tonelada, en potencias que
van de 1 m a casi 4 m de espesor en los mantos (Gilles et al.,
107
Figura 1. Distribución de los yacimientos estratoligados del NE de México. Tomada de Camprubi et al., 2014. Donde áreas: verdes = Paleo Elementos
Positivos, azules = depocentro de la cuenca, rayas: pliegues Laramidicos, Símbolos (yacimientos): Verde = Cu-Co, Naranja = U, Rojo = Zn-Pb, Crema =
Barita, Azul Celeste = Celestina, Morado = Fluorita y Amarillo = Azufre.
Acta
de
ed .
108
1973), pero fuera de descripciones elementales, poco se ha
aportado a la génesis de esta tipología de yacimientos.
Los fluidos Mineralizantes.
Metodología.
Dentro del estudio de las inclusiones fluidas (IF), la determinación de su origen es una de las etapas más importantes,
durante esta tarea, se crean esquemas con relación al “timing” de atrapamiento de las IF relativo al mineral que las
contiene. Se evalúan estas paragénesis con el objetivo de determinar cuál de ellas está relacionada con el problema a
resolver. La clasificación más usual reconoce tres términos
que son usados para clasificar el origen de la IF. Estos términos a saber, son: primario, secundario y pseudo-secundario,
en este trabajo solo se analizaron IF de carácter primario.
Antes que cualquier asociación de inclusiones fluidas (AIF)
pueda ser utilizada para estudiar la evolución térmica y química de un sistema geológico, uno debe estar
seguro que los fluidos atrapados en las inclusiones sean representativos de los fluidos existentes en el momento de la
formación de la inclusión, esto es, deben de cumplir con
tres premisas conocidas como “Reglas de Roedder” las cuales
establecen que: 1).- Las inclusiones deben ser atrapadas en
una fase homogénea, 2).- Las inclusiones representan un sistema isocórico y 3).- Después de su atrapamiento, nada ha
sido adherido a, o removido de, las inclusiones. La Microtermometría de inclusiones fluidas es una técnica analítica que
permite determinar ciertas variables fisicoquímicas básicas.
Se basa en la identificación microscópica de los cambios de
fase que experimenta el fluido atrapado al interior de las inclusiones fluidas durante un proceso controlado de enfriamiento y
calentamiento. El análisis se realiza con la ayuda de un microscopio petrográfico de luz transmitida, de 1000 aumentos, al que
se le ha adicionado una platina térmica que permite el calentamiento de especímenes hasta los + 650°C, y un sistema de
enfriamiento a base de nitrógeno líquido que baja la temperatura
hasta - 200°C. El método consiste en provocar la solidificación
(bajo observación microscópica) de las fases fluidas, mediante
la disminución progresiva de la temperatura (hasta -200°C). Los
procesos de enfriamiento y calentamiento de las muestras se realizan a una velocidad lenta (1°C por minuto) a fin de permitir el
equilibrio de las fases, y detectar ópticamente los fenómenos de
fusión y homogenización. Sabiendo que el rango de temperaturas de observación es de - 200 a + 650°C, hacen del método un
proceso meticuloso y dispendioso.
Resultados.
Las IF analizadas (figura 2) son del tipo primario presentando fases de liquido+vapor (las más comunes) y solido
en el
Noreste de México
+liquido+vapor para los fluidos saturados, son de carácter
cálcico al presentar un eutécticas de Te = -52 °C, y las
mediciones efectuadas a la sonda RAMAN confirman la
existencia de cristales de CaCl2 y de calcopirita dentro de
la inclusión. En el cobre estratiforme de Huizachal Tamaulipas, (en el análisis de cuarzo) se obtuvieron temperaturas
de fusión del hielo (Tff°C) en un rango de Tff°C = - 11.2 a 37.1 con temperaras eutécticas de Te = -52 °C lo que implica
una salmuera cálcica con salinidades en el rango de 18 a 28
% Eq. peso CaCl2; las temperaturas de homogeneización
(Th) en el cuarzo es de Th = 160º a 215 ° . Para el cobre
estratiforme del área de Cuatro Ciénegas se obtuvo un rango
de salinidad de 26.3 a 38.57% de Eq. en peso CaCl2 para el
cuarzo, y de 26.3 a 26.8 % Eq. peso CaCl2 para la calcita;
las temperaturas de homogeneización en el cuarzo es de
Th = 128º a 165 °C y para la calcita es de Th = 98º a
115 °C. En el área de la Las Vigas Chih., se analizaron muestras en la mena de cobre así como en troncos mineralizados
con cobre: En la mena se obtuvo un rango de salinidad de 19.5
a 23.1% de Eq. en peso CaCl2 para el cuarzo en los fluidos
subsaturados de la salmuera cálcica, los fluidos saturados del
tipo S+L+V presentaron salinidades del orden de 29 a 40
% peso CaCl2 debido a la fusión de los cristales de cloruro
de calcio, las temperaturas de homogeneización variaron de
Th = 150º a 180 °C; Un comportamiento semejante presentaron las IF analizadas en la mineralización de troncos
de madera reemplazados por cobre y ganga de cuarzo, donde
se determino una salinidad de y de 15 a 22.3 % Eq. peso
CaCl2 para la salmuera subsaturadas y de 31 a 33%
peso CaCl2 con temperaturas de homogeneización de
Th =146 a 214 °C.
Discusión.
Los depósitos estratiformes de Cu son encajonados en rocas
sedimentarias (generalmente siliciclasticas), cuya formación
puede tener lugar durante la sedimentación (singéneticos)
según Schneiderhöhn, 1923; Garlick y Brummer, 1951;
Brummer, 1955; Garlick, 1961,1965; Mendersohn, 1961, o
bien durante la diagénesis (diagéneticos) según Davidson
(1965). Estos depósitos se pueden dividir en dos subtipos:
(1°) los Kupferschiefer, que ocurren en rocas depositadas
en una ambiente marino marginal (o lacustre salino de gran
escala), y (2°) los depósitos en lechos rojos “(en sentido
estricto: Los Mexicanos)”, los cuales son asociados con rocas
detríticas depositadas en ambientes continentales (Kirkham,
1989). Los valores microtermométricos que hemos determinado son similares a los descritos en la Faja Cuprífera
de Zambia (Mc Gowan et al., 2006). Nuestros datos son
compatibles con un modelo genético relacionado a los
primeros pulsos de la Orogenia Laramídica Mexicana, donde
109
Figura 2. A).- Cutícula de árbol parcialmente reemplazada por cuarzo, B-D).-Cutícula de árbol reemplazada por cobre alterado
a minerales secundarios de Azurita (azul) y malaquita (verde), E).- inclusión fluida del tipo Solido (S=cristal de CaCl2)+liquido
(L)+vapor (V), F).- IF en mismo plano cristalográfica que la calcopirita (Ccp) en ganga de cuarzo, G).- detalle de IF que contiene
vapor (V), Liquido (L) y un cristal de calcopirita (Ccp) verificado a la sonda RAMAN, H).-IFs, subsaturadas del tipo L+V, donde
A-D: LP 10x30, y E-H : LN 10x50. LP=luz paralela, LN = luz natural.
Acta
de
ed .
110
los fluidos cálcicos caliente mineralizantés cargados con
cobre de la cuenca, migran hacia los bordes de las plataformas
depositando la mineralización en horizonte permeables en
la interface muy posiblemente de acuíferos colgados donde
la mezcla y enfriamiento provocan la precipitación del
cobre: De aquí su carácter estrato-ligado.
Agradecimientos.
Los resultados actuales fueron parcialmente pagados dentro
del proyecto de investigación PAPIIT- IN101113-3, de la
Universidad Nacional autónoma de México.
Referencias Bibliográficas.
Camprubí Antoni, Eduardo González-Partida, Lisard Torró, Pura Alfonso,
Miguel A. Miranda-Gasca, Michelangelo Martini, Carles Canet,
Francisco González-Sánchez. 2014. Mesozoic volcanogenic
massive sulfide (VMS) deposits in Mexico. Chapter 3. Libro sobre
Metalogenia del Cretácico en México. Geologycal Society of
America. Special Publication. Enviado.
Davidson, C. F., 1965. A possible mode of origin of strata-bound copper
ores: Economic Geology, v. 60, p. 842-954.
Garcia Alonzo, Donajy., Carles Canet, González-Partida Eduardo, Villanueva
Estrada R. E., Rosa María Prol-Ledesma, Pura Alfonso, J.A.,
Caballero Martinez, R. Lozano Santa Cruz. 2011. The Cretaceous
sediment-hosted copper of San Marcos (Coahuila Northeastern
Mexico): An approach to ore-forming processes. Journal of South
American Earth Sciences v. pp 1-12.
Garlick, W. G., Brummer, J. J., 1951. The age of the granites of the northern
Rhodesian Copperbelt: Economic Geology, v. 46, p. 478-498.
Garlick, W. G., 1961. Ore genesis: The syngenetic theory. En: Mendelsohn,
F., (ed.), The geology of the northern Rhodesian Copperbelt: London,
MacDonald, v. II, p. 146-165.
Garlick, W. G., 1965. Criterial for the recognition of syngenetic sedimentary
mineral deposits and veins formed by their remobilization:
Australasian Institute of Mining and Metallurgy, Proceedings, v. 6,
p.1393-1418.
Gilles C.A., Alvarez A., F.W. Beales, 1973. cobre Singenético en la
Formación las Vigas del Cretácico Inferior del Estado de Chihuahua,
México. Convencion de la AIMMGM pp.319-326.
en el
Noreste de México
Goldhammer, R. K. and Jonson, C. A., 1999. Middle Jurassic-Upper
Cretaceous paleogeographic evolution y sequence-stratigraphic
framework of the northwestGul of Mexico rim, in C. Bartolini, R.
T. Buffler, y A. Cantu-Chapa, eds., The western Gulf of Mexico
Basin: Tectonics, sedimentary basins, y petroleoum systems: AAPG
Memoir 75, p. 45-81.
Gonzalez-Sánchez Francisco., Camprubi Antoni., González-Partida
Eduardo, Puente Solia R., Canet Carles., Centeno-Garcia Elena.,
Atudorei Viorel.,2009. Regional stratigraphy and distribution of
epigenetic stratabound clestine, fluorine, barite and Pb-Zn deposits
in the MVT province of northeastern Mexico. MINERALIUM
DEPOSITA. V 1, pp. 1-20.
Hitzman, M., Kirkham, R., Broughton, D., Thorson, J., Selley, D., 2005.
The Sediment-Hosted Stratiform Copper Ore System. Economic
Geology, 100th Anniversary Volume, p. 609-642.
Jones, N. W., McKee, J. W., Marquez, D. B., Tóvar, J., Long, L. E., and
Laudon, T. S., 1984: The Mesozoic La Mula Island, Coahuila,
Mexico: Geological Society of America Bulletin,v. 95, p. 12261241.
Kirkham, R.V., 1989. Distribution, setting and genesis of sediment-hosted
stratiform copper deposits. En: Boyle, R.W., Brown, A.C., Jefferson,
C.W., Jowett, E.C., Kirkham, R.V. (eds.), Sediment-hosted stratiform
copper deposits: Geological Association of Canada, Special Paper
36, p. 3–38.
McGowan, R. R., Roberts, S., Boyce, A. J., 2006. Origin of the Nchanga
copper–cobalt deposits of the Zambian Copperbelt: Mineralium
deposita, v. 40, p. 617-638.
Mendelsohn, F. A.., 1961. The geology of the northern Rhodesian
Copperbelt: London, MacDonald, p. 523.
Padilla y Sánchez, R. J., 1982: Geologic evolution of the Sierra Madre
Oriental between Linares, Concepcióz del Oro, Saltillo, and
Monterrey, Mexico. Ph. D. Dissertation, The University of Texas at
Austin, 217 p. (Unpublished).
Schucher, C.J.,, 1923. Sites y nature of the North America geosynclines:
Geological Society of America Bulletin, v. 34, p. 151-230.
Wilson, J. L., 1990: Basement structural controls on Mesozoic carbonates
facies in northeastern Mexico: A review, in: Tucker, M. E., Wilson, J.
L., Crevello, P. D.,300 p.
Adrián Hernández Zúñiga, Arnulfo Sandoval Zepeda, Rafael Gutiérrez Aguilar
111
Aplicación del Sistema de Información Geográfica en la Aptitud Minera
de la Región Costera del Estado de Michoacán
Adrián Hernández Zúñiga*, Arnulfo Sandoval Zepeda, Rafael Gutiérrez Aguilar
Servicio Geológico Mexicano/ Blvd. Felipe Ángeles Km 93.50-4,
Venta Prieta, Pachuca, Hgo. México. C.P. 42080
Introducción
El Servicio Geológico Mexicano (SGM),como eje del desarrollo de la minería en México ha venido participando en
las consultas sectoriales de Programas de Ordenamiento
Ecológico Territorial (POET) en diferentes regiones, realizando convenios de colaboración, donde representantes
del sector minero, han solicitado al SGM el apoyo técnico
para realizar el análisis de aptitud minera a nivel municipal,
estatal y regional, con el objetivo de brindar a los consultores
que integran los diferentes POET, un modelo geoespacial de
aptitud minera que refleje las condiciones reales para el desarrollo de una minería con aprovechamiento sustentable.
Localización
La Región Pacífico Centro-Sur comprende 53 municipios
costeros de los Estados de Jalisco, Colima, Michoacán,
Guerrero, Oaxaca y Chiapas., para el estado de Michoacán
comprende tres municipios: Coahuayana, Aquila y Lázaro
Cárdenas, previendo que la información generada para el
área de estudio fuera insuficiente, se añadieron 20 kilómetros adicionales tierra adentro, trazados a partir de los límites
municipales, con el objetivo de homogeneizar la información disponible del área, debido a que los límites municipales
son irregulares entre sí (Figura 1).
Marco teórico de referencia
PROGRAMA DE ORDENAMIENTO ECOLÓGICO TERRITORIAL
El POET es un instrumento de política ambiental, donde se
representan los intereses y conflictos que pueden darse entre
los diferentes sectores productivos, se fortalece adicionando
la información que proviene de los especialistas de cada
sector socio-económico, que incluye al minero, con el objetivo de definir los usos del territorio bajo los conceptos de
preservación y cuidado del medio ambiente.
SISTEMAS DE INFORMACIÓN GEOGRÁFICA
Los Sistemas de Información Geográfica son una de las
herramientas que constituye la metodología moderna para
el análisis de la información geoespacial de forma rápida y
flexible, permitiendo concentrar grandes volúmenes de información, que en diversas ocasiones está dispersa y contenida
en diferentes fuentes información.
En los ordenamientos territoriales se obtienen una
gran cantidad de datos que tienen su origen en fotografías
aéreas, imágenes de satélite, encuestas socioeconómicas,
censos y múltiples análisis de información estadística. La
aplicación de los SIG tiene un amplio número de posibilidades de análisis espacial, por lo tanto, el uso efectivo de
grandes volúmenes de información estadística y geográfica
depende de la existencia de sistemas eficientes que puedan
transformar estos datos en información.
La evaluación multicriterio en el ambiente de los SIG,
se basa en que cada factor venga representado por un nivel de
información cartográfica, donde todas las zonas de la región
toman un valor con respecto a la actividad minera.
PROCESO ANALÍTICO JERÁRQUICO
Figura 1. Localización de los municipios costeros de Michoacán
Acta
de
El Proceso Analítico Jerárquico (PAJ), es un método
que se basa en la habilidad humana para utilizar la información y la experiencia para estimar magnitudes relativas
a través de comparaciones entre pares de opciones. La
aplicación del PAJ reconoce explícitamente e incorpora el
conocimiento y experiencia de las personas en el estableci-
ed .
112
miento de prioridades, haciendo uso de juicios cualitativos
(http://www.urbanismogranada.com/sig.htm ).
Metodología
Para la obtención del modelo de aptitud minera se utilizó un
análisis multicriterio, el cual se desarrolló aplicando el (PAJ),
metodología descrita en el manual del Proceso de Ordenamiento Ecológico (SEMARNAT, 2006), donde se involucra a
un conjunto de alternativas geográficas que se definen como
Atributos.
Para el desarrollo del mapa de aptitud minera de la
región, se consideraron un conjunto de 7 criterios, mismos
que fueron analizados mediante el PAJ (Tabla 1):
La matriz de comparaciones pareadas fue procesada y
comparada mediante fórmulas en excel y el software Expert
Choice 11, a fin de obtener los pesos de cada uno de los
criterios, así como el índice de consistencia de los juicios
empleados en la matriz de comparación pareada (Tabla 2).
Para realizar el análisis espacial de los atributos
mineros, se tomaron como criterios, el área de influencia de
las actividades mineras, las agrupaciones de obras mineras
en un área determinada y la afinidad de la relación espacial
entre cada uno de los niveles utilizados para el análisis de
aptitud.
de la
Región Costera del Estado de Michoacán
un cubrimiento geoespacial del atributo, posteriormente es
transformado mediante una o varias restricciones booleanas
con el fin de homogeneizar los criterios cualitativos y finalmente generar una decisión final.
La cartografía digital para realizar el modelo de aptitud
minera, se encuentra a escala 1:250, 000 y se obtuvo de las
diversas áreas del SGM, permitiendo ubicar espacialmente
cada uno de los rasgos de la región, revisando las bases de
datos y discriminando aquella información que estuviera
duplicada.
Cada capa de información que representa a uno de los
siete atributos, fue proyectada al sistema coordenado WGS84
y recortada conforme a los límites de la región costera de
Michoacán, posteriormente se realizó la interacción espacial
para las capas de información, aplicando procedimientos
de generalización por reclasificación (combinación lineal
ponderada). Para describir un ejemplo; tenemos la capa de
información de obras mineras y realizamos una interacción
geoespacial para tomar los polígonos interiores de nuestra
región. Esta capa la utilizamos para regionalizar con densidad
de kernel (Spatial Analyst →Density→ Kernel Density). El
mapa raster resultante fue recortado conforme al límite del
área de estudio obteniendo los polígonos de dicha regionalización y seleccionando aquellos donde se concentran las
obras mineras (Figura 2).
Tabla 1. Matriz de comparaciones pareadas
Provincia
Provincia alcalina del Oriente de México
Región de San Carlos y el Picacho
Región de Coahuila norte. Zona de Ahuachile
Región de Coahuila norte.
Contexto geológico
Rocas alcalinas que conforman en México la
continuidad del cinturón Transpecos, Texas.
Evidencia de lantánidos, y posible episodio
hidrotermal tardío, post-magmático.
Complejo alcalino La Cueva al norte de Pico
Etéreo, también distrito de fluorita y berilio.
Caldera de Mariano Escobedo. Intrusivo
resurgente de Tabla
sienita
nefelínica
2. Peso de los atributos
Para obtener el modelo de aptitud minera se utilizaron
Carbonatitas
la región de VillaEjemplos Ahumada
Tipo de depósito Descripción Leyes yen
tonelaje dos procedimientos; el primero implica
la Superposición
Chihuahua,
El
Indio,
Mariana
y
la
Yuca.
Desde v
arios m
iles a
Mountain P
ass, Iron Hill, EUA Asociados a rocas Booleana, Carbonatitas
útil para realizar operaciones en los atributos temácientos de millones de Bayan Obo, China ígneas ricas en Municipio
de Tierra
Nueva,
SanNamibia Luis Potosí
toneladas. Okorusu, ticos geográficos, en el cálculo o modelado
de nuevos niveles
Carbonatitas carbonatos que a su 0.1-‐10% REO. Amba Dongar, India conforman de información
en procesos de Pánuco
superposición
de capasvez de
Bayan en
Obo: 750 Mt con Barra do Itapirapua, Brasil Monclova-Candela.
de Coronado
Pegmatita
monzonita
alcalina
series alcalinas 4% REO El Indio, México información, tanto para sistemas tipo raster como para inforIlimaussaq, Groenlandia Rocas alcalinas subsaturadas,
Posible
IOCG
mación vectorial, con dicho método todos los atributos se
Khibina y Lovozero, Rusia en el contexto de los yacimientos
de FeLake, Thor L
ake y
S
trange transformaron
en afirmaciones
lógicas (mapas binomiales)
Región
limítrofe Chihuahua-Coahuila
Asociados a rocas Normalmente, <100 Mt Canadá Hércules
y La Perla. Similitudes
con el
Rocas ígneas alcalinas y Thor Lake, 64.2 Mt con para después ser combinados por medio
dealcalinas uno o varios
Weishan, China depósito
Olympic
Dam
en
Australia
peralcalinas 1.96% REO Brockman, Australia operadores lógicos, como lo es la intersección o la unión.
Pajarito Mountain, EUA El segundo procedimiento se le conoce como Combinación
Picacho-‐Cruillas, México Depósitos de óxidos Olympic dam, 2,000 Mt Olympic Dam, Australia Lineal Ponderada, donde atributos continuos
Fe-‐IOCG se igualaron a
de hierro con cobre con 0.3205% REO La Perla, Mexico una escala numérica, para después combinarlos y obtener
Karonge, Burundi, Naboomspruit y Depósitos Vetas de cuarzo, Normalmente <1 Mt, Steenkampskraal, Sudáfrica hidrotermales fluorita o escasamente, 50 Mt Lemhi Pass, Snowbird y Bear (sin r
elación c
on polimetálicas. Ley v
ariable d
e 0
.5 a
AIMMGM, XXX Convención Internacional de Minería, Acapulco, Gro., México, Octubre
16-19,
Lodge, EUA 2013
rocas alcalinas) Pegmatitas 4% REO Hoidas lake, Canadá Telixtlahuaca, Oaxaca Eneabba, Jangardup, Capel, Australia Muy variable, de 0.1 a Adrián Hernández Zúñiga, Arnulfo Sandoval Zepeda, Rafael Gutiérrez Aguilar
Figura 2. Densidad de Kernel para obras mineras
Se utilizó la información de la base de datos proporcionada por la Dirección General de Minas. El estatus de las 137
minas de los municipios costeros, se clasifica de la siguiente
forma: en producción (7), manifestación pequeña de mineral
in situ (54), prospectos (37) e inactivas (39) (Gráfica 1).
113
miento. El segundo caso se refiere a la oferta y demanda de
los minerales en los mercados nacionales e internacionales, el
costo-beneficio del aprovechamiento, vías de comunicación
y servicios disponibles cerca del área a explotar. El último
caso es derivado de la ley minera y su respectivo reglamento,
indicando las bases y procedimientos para la obtención de
concesiones y/o asignaciones mineras, así como la vigencia y
reglas de operación que posteriormente permitan la apertura
de minas y el desarrollo de obras mineras.
Las 137 minas en el Sistema de Información Geográfica se representó por sus coordenadas que corresponden
al centro de la mina , observándose solo un punto por cada
mina, a los cuales se les regionalizó de acuerdo a la densidad
geoespacial dentro de la región; la técnica fue aplicada por la
observación en la forma de distribuirse en zonas especificas,
lo anterior con el objetivo de hacer posible la combinación
de una de las principales capas de información (minas) con
el resto de los atributos y así poder obtener el modelo de
aptitud minera.
Con la zonificación obtenida mediante la técnica de
densidad de Kernel, donde la ponderación utilizada fue de
tipo binaria [0 y 1], donde cero representa nulo potencial
minero y uno representa la existencia de potencial minero,
mostrado en la Figura 3 en color rojo. De acuerdo al criterio
donde la existencia de una mina y su área de influencia es un
factor que demuestra el uso minero del suelo, de acuerdo al
resultado de la técnica, las zonas donde se tiene la presencia
de una obra minera, se le asignó valor de uno (Figura 3).
Figura 3. Mapa binomial de obras mineras.
Gráfica 1. Estatus de operación de las minas del estado de Michoacán.
Fuente: SGM, (2005; 2009).
La existencia de minas está sujeta a diversos factores,
los más destacados son el técnico, económico y legal. En el
primer caso, se deben considerar los depósitos y unidades
litológicas con mineralización, las leyes de las sustancias
(minerales metálicos), características físicas (minerales no
metálicos), la estimación de recursos, reservas, la evaluación
de los métodos de minado para la explotación y aprovecha-
Acta
de
ed .
114
Con los siete mapas binomiales se aplica el Model
Builder bajo el comando lógico de intersección, permitiendo
la asignación de los pesos o ponderaciones para cada factor.
Como resultado se obtienen los diferentes niveles de aptitud
minera para la región en ordenamiento, que son cuantificados
de acuerdo al porcentaje de superficie ocupada por cada nivel
de aptitud (Figura 4).
Figura 4. Aplicación del ArcGis para obtener modelo de Aptitud Minera
de la
Región Costera del Estado de Michoacán
La importancia de la minería en los municipios de
Coahuayana, Aquila y Lázaro Cárdenas, se ve representado con el 71.71% de la aptitud minera muy alta, hacia el
noroeste del área de estudio cubriendo casi en su totalidad
al municipio de Coahuayana y hacia el sur cubriendo tres
cuartas partes del municipio de Lázaro Cárdenas.
Las aptitudes alta, media y baja suman el 28.29% de
la zona costera de Michoacán, distribuyéndose hacia la parte
central de Aquila, dando como resultado que la región costera
de Michoacán cuenta con un potencial minero muy amplio y
en continuo proceso de desarrollo.
Secretaria de Medio Ambiente y Recursos Naturales (SEMARNAT).
Términos de referencia para la formulación de los Programas de
Ordenamiento Ecológico Territorial. Subsecretaría de Planeación y
Política ambiental. México D. F. 2010.
Molero Melgarejo E., Rodriguez Asensio. Escenario de aptitud y
modelización cartográfica del crecimiento urbano mediante técnicas
de evaluación multicriterio. Universidad de Granada. Granada,
España.
Pineda Noel y Franco Roberto. El uso de los Sistemas de Información
Geográfica en el Ordenamiento Territorial Municipal. Facultad de
Geografía. Universidad Autónoma del Estado de México. Toluca,
Estado de México.
Valdez Pérez Ma. Eugenia, Mireles Lezama Patricia. Aplicación de los
Sistemas de Información Geográfica para Ordenamientos Ecológicos
en Áreas naturales Protegidas. Revista Geográfica de América
Central, Número especial EGAL, 2011. Costa Rica. Pág. 1-19.
Páginas web
Conclusiones
Para la región costera de Michoacán se identificaron las áreas
de aptitud minera como muy alta, alta, media y baja, con una
superficie de 6,218.69 km2, 311.81 km2, 1,712.38 km2 y
429.25 km2 respectivamente, de tal manera que las zonas de
mayor aptitud minera, son aquellas donde existen el mayor
número de atributos, los cuales se suman para darle un mayor
nivel de desarrollo minero a un área determinada.
http://www.urbanismogranada.com/sig.htm
http://www.etsas.org/showthread.php/6644-T%C3%89CNICAS-DEAN%C3%81LISIS-TERRITORIAL-MEDIANTE-S-I-G
Sergio Jáuregui Albarran, Francisco Javier Lara Sanchez
115
Metodología para elaborar mapas de minerales a partir de imágenes hiperespectrales
Sergio Jáuregui Albarran*, Francisco Javier Lara Sanchez
Servicio Geológico Mexicano, boulevard Felipe Ángeles km. 93.50-4,
Col. Venta Prieta, Pachuca, Hidalgo, México.
Resumen.
Las imágenes hiperespectrales se usan en la exploración minera y en geología para generar
mapas de minerales de alteración, sin embargo, debido a que la superficie de la tierra también
está cubierta por otros materiales como suelos, rocas, vegetación o agua, se dificulta la
diferenciación de los minerales. Por ello, el presente trabajo muestra una metodología basada
en planear, adquirir, procesar, nivelar, diseñar la resolución espacial y georectificar la imagen
con objeto de separar las rocas o los suelos de la vegetación y clasificar e identificar los
minerales existentes para poder ampliar el conocimiento geológico.
Para ilustrar la metodología se emplearon las imágenes hiperespectrales que se
obtuvieron de la asignación minera La Soledad, ubicada en el límite de los estados deSinaloa
y Durango. La técnica consiste enplanear el tamaño del pixel para que sea lo más pequeño
posible y así obtener mejor calidad de información en zonas con vegetación densa; analizar la
fecha y hora en la que se adquirirá la imagenpara tener los mejores parámetros solares y evitar
efectos de sombra debidos a la topografía; procesar las imágenes crudas transformándolas a
valores de radiancia mediante un archivo de calibración radiométrica, convertir a valores de
reflectancia aparente utilizando el software ATCOR y finalmente, corregir por función de
distribución de reflectividad bidireccional (BRDF).
Se llevó a cabo una nivelación espectral a partir de una franja maestra para obtener
una sola imagen hiperespectral del área. Se generaron archivos digitales de georectificación
que se calculan a través de archivos de navegación (posición espacial y actitud de la aeronave)
vinculados con el modelo digital del terreno. Los archivos de la georectificación permiten
ubicar espacialmente cada unode los pixeles de la imagen hiperespectral. Se diferenciaron
y eliminaron los espectros de sombras y los de vegetación. Se definieron los “endmembers”
empleando el algoritmo de función de mínimo ruido (MNF) y la función de índice de pureza
del pixel (PPI) para clasificarlos por el método de mapeo de ángulo espectral (SAM). En la
identificación de los “endmembers” se utilizó una librería de firmas espectrales conocida, lo
que permitió generar el mapa de minerales.
La metodología es útil para diferenciar con detalle los materiales presentes en
la superficie del área de estudio y seleccionar los minerales de interés aprovechando la
alta resolución espacial y espectral del sistema, el cual también permiteanalizar el espectro
por regiones dependiendo del objetivo de cada estudio, así como clasificar los materiales
presentes en cada pixel para separarlos espacialmente.
Abstract
Hyperspectral images are utilized in geologic and mineral exploration to build mineral alteration
maps. However, mineral differentiation is difficult due to the presence at the surface of other
objects like soils, vegetation, water or man-made objects. The present study will focus on
developing a methodology to plan, acquire, process, estimate spatial resolution and georectify
hyperspectral images so that separation of noise can be achieved and mineral identification can
be achieved.
The methodology developed is employed in the La Soledad mining region of the
boundary limit between the states of Sinaloa and Durango. The smallest pixel sizes available
were chosen to provide the best resolution, in particular areas of dense vegetation that may
provide a challenge in terms of interpretation. Date and time of day were chosen to minimize
shadow effects in particular in high relief topographic areas. Raw hyperspectral images were
transformed to radiance values using a radiometric calibration. Apparent reflectance values were
obtained using the software package ATCOR and finally a correction for bidirectional reflectance
distribution (BRDF) was performed.
Spectral matching was performed based on a reference spectral image to construct one
single hyperspectral image of the area. Using navigation logs from the airborne platform (position
and attitude of the airplane) combined with digital elevation models (DEM) the image was
georectified. Spectral signatures of shadows and vegetation were removed. “Endmembers” were
Acta
de
ed .
116
Metodología para
elaborar mapas de minerales a partir de imágenes hiperespectrales .
defined using the minimal noise function (MNF) and pixel purity index (PPI) and classification
was achieved using the spectral angle mapping (SAM) method. To identify endmembers, a library
of known spectral signatures was used and that in turn allowed the generation of mineral maps.
This methodology is useful to identify different materials and select minerals of interest
present in the study area by taking advantage of the high spectral and spatial resolution of the
system and to perform spectral analysis of sub-regions depending on different objectives and to
classify and separate spatially each pixel for different materials
Objetivo.
El objetivo del trabajo es mostrar la metodología para obtener
un mapa de minerales de alteración utilizando imágenes
hiperespectrales aerotransportadas, la cual fue compilada
de diversos procesos que realizan especialistas en la materia
y adaptada a la tecnología con la que cuenta el Servicio
Geológico Mexicano.
un tamaño de pixel que varía puntualmente de 96 a 280 cm con
un promedio general de 2 m; para la separación de las líneas
se tomo en cuenta un mínimo de 25% de traslape dando
como resultado un total de 40 líneas de diferentes longitudes
(figura 2).
Metodología
Con la finalidad de mostrar la metodología se emplearon los
datos obtenidos en la asignación minera La Soledad, estados
de Sinaloa y Durango en una superficie de 70 km2 (figura 1).
Esta área se eligió ya que presenta una alta complejidad
para la clasificación de minerales, debido a que existe una alta
densidad de vegetación y la topografía es abrupta.
1.-Tamaño del pixel.
Después de un análisis topográfico para determinar la
posibilidad de detectar pixeles sin mezcla de vegetación con
suelo/roca, se estableció que el tamaño de pixel más adecuado
sería de 2 metros; con este parámetro la aeronave debe de
volar a una altura de 1540 metros (5051 pies) sobre el nivel
promedio del terreno de la franja de observación (SpecTIR,
2011). Se construyeron líneas con el software “TopoFlight”
para la adquisición de las imágenes (TopoFlight, 2005) y se
encontró que la mejor dirección de estas líneas es N60°E con
Figura 1. Localización de la asignación minera La Soledad.
Figura 2. Modelo digital del terreno con líneas programadas.
2-Parámetros solares.
Uno de los aspectos logísticos importantes se refiere a los
parámetros solares, ya que de estos depende la calidad
de los datos obtenidos y en conjunto con la topografía se
obtiene un porcentaje de pixeles con datos de mala calidad
debido a sombras. El levantamiento se debe realizar cuando
la inclinación solar sea mayor de 40° para obtener datos con
suficiente reflectividad, por lo que se efectuó los días más
apegados posible al solsticio de verano (21/Junio/2012) que
es cuando la trayectoria solar alcanza su máxima altura; se
busco los días más soleados y sin lluvias previas. De acuerdo
a la figura 3 (http://www.sunearthtools.com), la hora de
adquisición de datos para un Angulo solar mayor a 40 grados
se encuentra entre las 9:45 a 16:45 hrs pero para tener la
menor cantidad de pixeles de sombra, este horario se redujo
una hora (10:45 a 15:45 hrs). El impacto de sombras debido a
la topografía y los parámetros solares se ilustra en la figura 4.
(Fuente: http://www.sunearthtools.com)
Figura 3. Parámetros solares del centro del área para el día 10/08/2012
117
Equipo utilizado.
El equipo utilizado en el levantamiento se ilustra en la figura 5 y consiste de:
-Avión Beechcraft modelo King Air, 2010.
-Sensores AISA®Dual
VNIR visible e Infra-rojo cercano(“Eagle”) 400 a 970 nm
SWIR infra-rojo de onda corta (“Hawk”) 970 nm a
2500 nm
-GPS/INS (sistema de posición global con sistema inercial)
-Computadora de adquisición de datos con dos unidades
de estado sólido de 500 Gb c/u, para el almacenamiento,
Monitor y teclado
-Software de adquisición de datos y procesado de datos
-Mirilla de Cristales de silicio con máxima transmisibilidad (mantiene presurizada la aeronave)
-Sistema de navegación (para guía de líneas programadas)
-Unidad de proceso en tierra (con 8 Tb de almacenamiento y 24 Gb en RAM)
Figura 5. Equipo utilizado en el levantamiento de imágenes hiperespectrales.
Figura 4. efectos de sombras debido a topografía y a los parámetros solares.
3.-Adquisición de datos.
Las imágenes hiperespectrales se adquirieron por franjas de
observación de 640 m de ancho, con una dirección preferencial NE-SW y se adquirieron los días 8, 10 y 11 de agosto
del 2012.
Acta
de
4.-Procesado de datos.
El flujo de trabajo del procesado de datos se ilustra en
la figura 6, así también el procesado a nivel espectral de cada
pixel de la imagen se muestra en la figura 7.
Archivo de calibración radiométrica.
Previo al procesado se debe de contar con un archivo
de calibración radiométrica que esta formado de una serie de
ed .
118
Metodología para
Figura 7. Procesado a nivel espectral de las imágenes hiperespectrales.
cionamiento de los foto-detectores del espectrógrafo y que
únicamente se encuentran en la parte del infrarrojo de onda
corta (AISA, 2009).
Figura 6. Flujograma del procesado de imágenes Hiperespectrales
coeficientes espectrales para cada pixel del “frame” de 320
pixeles, la finalidad es transformar los números digitales a
valores de radiancia, este archivo de calibración es generado
a partir de una fuente de iluminación controlada en donde
se conoce la intensidad en valores de irradiancia para c/u de
las longitudes de onda, y en donde se determina los 358
coeficientes ND-Radiancia de c/u de los 320 pixeles (AISA,
2009).
Archivos de radiancia.
El procesado de imágenes comienza con la transformación
de los datos, de números digitales a valores de radiancia aplicando un archivo de calibración radiométrica, en este mismo
paso se elimina la radiación de fondo para todas las bandas,
calculada de una zona obscura que se graba al finalizar la
captura de la imagen y también se interpolan las bandas con
“spikes” de algunos pixeles, que se generan por un malfun-
Archivos de Reflectancia aparente.
Las imágenes de radiancia presentan una variación temporal,
es decir una dependencia temporal de iluminación, para
eliminar esta dependencia se realiza la transformación
de datos de valores de radiancia a valores de reflectancia
aparente utilizando el software ATCOR, que además minimiza los efectos atmosféricos, se utiliza parámetros solares
de hora y fecha por cada una de las franjas de observación
y se emplean parámetros atmosféricos estándares para todas
las líneas (Richter, 2012).
Función de distribución de reflectividad bidireccional
(BRDF).
Existe un efecto perpendicular a la línea de vuelo, generado
por el ángulo formado entre la fuente (sol) y el detector,
dando como resultado el aumento de intensidad del espectro
en la mitad de la matriz y la disminución de intensidad del
espectro en la otra mitad, este aumento/decremento no tiene
un comportamiento espectral lineal y para reducir este efecto
se selecciona un material especifico de la imagen y se realiza
un calculo estadístico para c/u de las bandas, de donde se
aproxima a una función de segundo orden (SpecTir, 2012),
que al aplicarla lleva los datos de la imagen a valores del
pixel medio de la imagen (NADIR).
5.- Nivelación Espectral.
Para corregir el desnivel de los datos de reflectancia
aparente obtenido por franjas, que resultan de diversas
efectos como son: variación de las condiciones de iluminación, interferencias atmosféricas remanentes, calibraciones
impropias del sensor, entre otras; se realiza una nivelación
espectral, esta se hace tomando una franja de observación
maestra y llevando a ese nivel espectral la franja de observación adyacente, realizando una regresión lineal a cada banda,
para esto se seleccionazonas de traslape entre ambas franjas
que no tengan sombras y que sean topográficamente plana
para evitar efectos topográficos. De las áreas seleccionadas
se estiman los factores lineales espectrales que se aplican a
la franja esclava para ser nivelada y así pasa a ser la franja
maestra para la siguiente franja adyacente a ella, repitiendo el
procedimiento hasta finalizar con todas las franjas de observación que cubren el área de estudio (SpecTir, 2012) figura 8.
6.-Georeferenciación y ortorectificación
(georectificación).
Los datos de la imagen se georectifican a través de archivos
GLT/IGM que se generan con apoyo del modelo digital de
elevaciones de INEGIcon un tamaño de pixel de 1” de arco
de grado (≈ 30 metros) re-muestreado a 2 metros (INEGI,
2006) y un archivo de navegación que se graba sincronizadamente con la imagen hiperespectral, este archivo contiene
la actitud del sensor y la posición diferencial OMNISTAR
de la aeronave con precisión de 5 cm (http://www.omnistar.
com) para cada ”frame” de la imagen, estos datos se vinculan
para obtener los archivos de georectificación con precisión
promedio de 3 pixeles.
Generación de Mosaico Hiperespectral.
Una vez nivelada las imágenes perpendicularmente y
paralelamente a la dirección de vuelo se genera un mosaico
hiperespectral con todas las franjas observadas eliminando
los traslapes obteniendo una sola imagen nivelada (figura 9),
quedando solamente el efecto de sombras de diferente inclinación solar inherente a la hora de la adquisición de las
imágenes. Por último se encuadra la imagen para generar una
matriz rectangular quedando de la siguiente forma:
Coordenadas de los vértices UTM Z13 WGS-84
(288319, 2825666), (299371, 2833190)
Tamaño de pixel = 2 metros, Muestras = 5526,
Líneas = 3762, Perímetro=37.152 km
Área=83.155 km2, Bandas = 358 (rango de 395-2460
nanómetros).
7.-Eliminación de Sombras y huecos.
Para poder realizar la clasificación de minerales es necesario
eliminar del mosaico hiperespectral los pixeles que son de
Acta
de
119
baja calidad o carentes de información debido a sombras y/o
huecos, que se determinaron en función de la relación señal/
ruido en la región del infrarrojo de onda corta, figura 10.
Figura 8. Nivelación espectral de las imágenes.
Figura 9. Mosaico hiperespectral del área de estudio.
8.-Eliminación de vegetación.
Se clasifico los pixeles en donde se identifico una
respuesta producto de la vegetación, en el área representa
aproximadamente el 90%. El procedimiento para eliminar
la vegetación surge del análisis de la relación del índice de
vegetación (RVI) que es la relación entre la banda infrarroja
próxima con el rojo espectral, esto, debido a que la vegetación
vigorosa absorbe radiación en la zona del visible, especialmente en el rojo (≈550 nm), en tanto que refleja gran parte
de la que le incide en el infrarrojo próximo (≈860 nm), con
esto fue posible interpretar en que parte de esta relación era
vegetación y en cual era suelo o roca desnuda (Riaza, 1994),
figura 11.
ed .
120
Metodología para
originales y que de esa imagen se extrajo unos cuantos cientos
o miles de pixeles, los más puros, se visualizan en un diagrama
de dispersión “n” espacial en donde los pixeles que se encuentran aislados representan teóricamente los “endmembers”, así
podemos seleccionar c/u de ellos para su posterior clasificación en la imagen total (ENVI, 2013).
Figura 10. Pixeles de mala calidad debido a sombras y/o huecos en la imagen.
9.-Clasificación de Minerales.
La clasificación se realizo en dos regiones del espectro:
de la banda 300 a la 358 (2098nm-2462nm), que es donde
se encuentra la zona de las arcillas, es decir la región del
espectro en donde los efectos de los minerales se encuentra
menos influenciados por efectos de otros materiales y de la
banda 1 a la 90 (395nm-803nm) para tratar de identificar
firmas espectrales de óxidos y/o hidróxidos u otros minerales
por su firma en la región visible (Lara, 2012). En la figura 12
se visualiza el flujograma de la clasificación de materiales.
Figura 11. Relación de índice de vegetación con interpretación de huecos,
vegetación y roca y/o suelos desnudos.
Función de mínimo ruido (MNF).
Habiendo eliminado los pixeles en donde se identifico vegetación y sombras. A los pixeles con respuesta de roca o suelo
se le aplico el MNF, con la finalidad de reducir el número de
bandas que contiene toda la información de las bandas originales, es decir segregar el ruido de la información útil, dando
como resultado una imagen con menor cantidad de bandas
propias (ENVI, 2013).
Función de índice de pureza del pixel (PPI).
El objetivo de este proceso es seleccionar los pixeles relativamente más puros de la imagen MNF, que corresponden a
materiales que se combinan linealmente en la imagen, para
esta selección el algoritmo realiza una serie de iteraciones de
donde obtiene la mayor cantidad de posibles miembros puros
y que depende del umbral de pureza que uno selecciona
(ENVI, 2013).
10.-Selección de “endmembers”.
Una vez que se tiene una imagen con un número menor de
bandas pero que contiene toda la información de las bandas
Figura 12. Flujograma de clasificación de minerales.
121
Figura 13. Mapa de clasificación de materiales y sus firmas espectrales, resultado de la clasificación con una restricción de 0.05 radianes
11.-Clasificación por Mapeo de Angulo espectral (SAM).
SAM es un método automatizado para comparar espectros
de la imagen con espectros de referencia, este método trabaja
con valores de reflectancia. El algoritmo determina la similaridad entre dos espectrosa partir del ángulo espectral entre
ellos, tratándolos como vectores en un espacio ‘n’, donde n
es el número de bandas espectrales. Ya que el SAM utiliza
únicamente la dirección de estos vectores, no depende de su
intensidad, ni de la calidad de la iluminación, únicamente de
la forma espectral, ya que mide el ángulo que forma el vector
‘n’ espacial del espectro de referencia con el vector ‘n’ espacial de cada pixel de la imagen. El ángulo de similitud esta en
radianes y podemos seleccionar los resultados acotando este
ángulo, el cual mientras más pequeño sea es mejor la coincidencia entre los espectros (ENVI, 2013), (figura 13, tabla 1).
12.-Identificación de minerales.
Se identifico los “endmembers” con apoyo de la librería
del Servicio Geológico de Estados Unidos (USGS),
empleando el método de SAM y un análisis visual de los
espectros resultantes (tabla 1).
13.-Mapa de minerales identificados.
De los “endmembers” identificados, se procede a
realizar un mapa de minerales (figura 14), que permite
observar la distribución espacial de cada uno de los minerales, de donde se seleccionan las zonas de interés geológico
Acta
de
minero (ENVI, 2013). En estas zonas se debe continuar con
el siguiente paso de la exploración que es la verificación de
campo para conocer su importancia económica
Tabla 1. Resultado de clasificación de materiales e identificación de minerales.
Conclusiones.
Esta metodología nos muestra que para los levantamientos
de imágenes hiperespectrales es necesario considerar el
tamaño del pixel y la fecha del levantamiento que es de
donde parte la calidad del dato a interpretar, permitiendo
alcanzar el objetivo planteado. Estos dos factores solo es
factible seleccionarlos debido al equipo con el que se cuenta
ed .
122
Metodología para
Figura 14. Mapa de minerales identificados
y la autonomía para realizar las observaciones de campo
cuando se programen.
La metodología es aplicable debido a la alta resolución
espectral del sistema que se emplea, generando un espectro
continuo, el cual permite analizarlo por regiones dependiendo el objetivo y realizar una clasificación por pixel de
los materiales para separarlos espacialmente.
AISA, Airborne Imaging Spectrometers, 2009, SPECIM CaliGeo 4.9.7
AISA data Processing operating manual, p11-29, 39-40.
ENVI, 2013, Tutorial, Advanced Hyperspectral Analysis p 3-27, http://www.
exelisvis.com/portals/0/pdfs/envi/Adv_Hyperspectral_Analysis.pdf
ENVI, 2013 Tutorial, Geologic Hyperspectral Analysis, p 2-6. http://www.
exelisvis.com/portals/0/pdfs/envi/Geologic_Hyperspectral.pdf
http://www.sunearthtools.com.
http://www.omnistar.com
INEGI, Dirección general de Geografía, 2006. Sistema de descarga del
continuo de elevaciones Mexicano, (sistemas de consultas), http://
www.inegi.org.mx..
Lara, S.F.J., Jáuregui, A.S., y Gaona, M.M., 2012, Integración de datos
Aerogeofísicos de magnetometría, espectrometría de rayos gamma e
imágenes hiperespectrales en un área de potencial minero, p 5.
Richter, R. y Schläpfer, D., 2012, Atmospheric/Topographic correction for
Airborne Imagery User Guide v6.2, p 19, 67.
Riaza, A., Escuder, J., Villar, P., Martin, S., 1994, Instituto tecnológico
geominero de España, Reflectancia Espectral en el visible e infrarrojo
cercano (400-2500nm) de distintas litología es un conjunto ígneo
y metamórfico (Salamanca España), Aplicaciones en cartografía
geológica, p 11.
SpecTIR, 2011, AISA DUAL Prospector operator checklist v1.9, p. 22.
SpecTIR, 2012, Level 2 Processing course.
TopoFlight, 2005, Software for planning photogrammetric and laserscanning
flights, manual, pp. 59-84.
Acel Jiménez-Hernández, Juan Antonio Caballero-Martínez.
123
Mineralización e inclusiones fluidas del área el Parian, Oaxaca, México.
Acel Jiménez-Hernández*, Juan Antonio Caballero-Martínez.
Servicio Geológico Mexicano, Blvd. Felipe Ángeles Km 93.50, Venta Prieta, Pachuca, Hgo.
*E-mail: [email protected]
Resumen
En la región sur de México afloran rocas del Complejo Metamórfico Oaxaqueño (CMO)
de edad Precámbrico (~1.3 a ~1.0 Ga) constituidas principalmente por ortogneis, sienita,
pegmatita, migmatita, paragneis, charnockita, anfibolita, milonita y mármol, intrusionadas
por plutones de composición calco-alcalina de edad Pérmico-Triásico, y cubiertas
discordantemente por rocas sedimentarias del Cretácico y continentales del Terciario. Las
rocas del CMO hospedan vetas irregulares de cuarzo con valores de oro, mineralización
poco conocida en cuanto a su origen y potencial.
En rocas del CMO se emplaza la mineralización de oro que se aloja en vetas
y vetillas de cuarzo cristalino, lechoso y gris claro, que tienen espesores de 1 a 90 cm y
están orientadas preferencialmente NE-SW, buzamiento al NE y SW (abundantes), y otras
NW-SE (escasas), con disposición paralela o cortante a la foliación de la roca de caja. Se
identificaron vetas de cuarzo que forman budines, paralelos a la foliación y alojados en la
roca gnéisica que en algunos casos muestra estiramiento y plegamiento y vetas de cuarzo
cortantes a la foliación.
La mineralización aurífera está concentrada en vetas de cuarzo con o sin
presencia de pirita, calcopirita, galena y esfalerita que se alojan en fracturas, intersticios
o bien se encuentran diseminados. En El Dorado, Tapados y Plomosas la asociación
primaria corresponde a pirita-calcopirita, y Hierba Santa es galena-esfalerita; las primeras
diseminadas y rellenando fracturas con mineralización en forma de cristales o granos de
pirita-calcopirita corroídos y hematizados; la segunda como inclusiones diseminadas en la
primera. Las vetas de cuarzo presentan al alto y bajo, halos de alteración silicificación y
sericítica, enmascarados por alteración propilítica, y oxidación de origen meteórico. Los
halos tienen escasos centímetros de espesor y son paralelos al rumbo de la estructura.
Los análisis de esquirlas en vetas de cuarzo reportan leyes de 0.9 a 23 g/t de Au
para las minas El Dorado, Hierba Santa, La Cuchara, El Zopilote, La Casita y Plomosas. Los
valores de temperatura reportados en las inclusiones fluidas oscilan en un rango que va de
181 a 386°C, con salinidades de 12 a 18% Eq en peso de NaCl, y ocasionalmente contienen
fases con CO2.
El ambiente geológico referido a la tectónica, litología, forma, estructura,
asociación mineral, alteraciones e inclusiones fluidas, indica que la mineralización es del
tipo de Oro asociado a Rocas Metamórficas Precámbricas, también denominado Oro
Orogénico o Mesotermal.
Abstract
In the southern region of Mexico are exposed Precambrian (~1.3 to ~1.0 Ga) rocks of the
Oaxaquian Metamorphic Complex (CMO), mainly conformed by ortogneiss, sienite, pegmatite,
migmatite, paragneiss, charnockite, anfibolite, milonite and marble, intruded by Permian-Triassic
calk-alkaline plutons and unconformably covered by sedimentary Cretaceous and volcanosedimentary Tertiary units. CMO host irregular quartz veins bearing gold, a feature scarcely
explored in terms of origin and potential.
Gold contents are concentrated in crystalline, milky and light gray quartz veins and veinlets,
thickening from 1 to 90 cm and preferably orientated NE-SW (profuse), dipping NE and SW, and
some others NW-SE (scarce) settled parallel or shearing foliation on the host rock. Quartz veins
develop boudinage parallel to the foliation and are hosted by gneiss that in some instances shows
stretching and folding, as well as quartz veins cutting the foliation.
Gold mineralization is concentrated in quartz veins with or without pyrite, chalcopyrite, galena
and sphalerite, emplaced in fractures, interstices or disseminated. At El Dorado, Tapados and
Plomosas, the primary association corresponds to eroded and hematized pyrite-chalcopyrite
crystals disseminated or filling fractures; and at Hierba Santa, galena-sphalerite as inclusions
Acta
de
ed .
124
Mineralización e inclusiones fluidas del Área El Parian, Oaxaca, México.
into the crystals. Quartz veins show sericitic and silicified altered halos over the hanging and
footwalls, masked by propylitic alteration and oxides of meteoric origin. The aureoles extend only
a few centimeters and are parallel to the structure´s strike.
Chip analyses of quartz veins returned grades of 0.9 to 23 gr/t of Au for the El Dorado, Hierba
Santa, La Cuchara, El Zopilote, La Casita and Plomosas mines. Temperatures reported from fluid
inclusions range from 181° to 386°C and salinities in the order of 12 to 18% eq weight NACl,
with occasionally phases bearing CO2.
The referred geological context in terms of tectonic, lithology, shapes, structures, mineral
association, alterations and fluid inclusion, indicates the mineralization may be classified as Gold
associated to Precambrian Metamorphic Rocks, also named Orogenic or Mesothermal Gold.
Introducción
La búsqueda de depósitos minerales en rocas precámbricas
del sur de México, ha sido poco atractiva para el sector
minero. Sin embargo, existen evidencias de vetas irregulares
en algunas localidades con mineralización de oro, las cuales
son consideradas sin importancia económica. Por consiguiente, la región El Parian es una de estas
áreas. El aumento del precio de los metales,
en especial del oro, ha generado un incremento importante en la exploración minera.
Lo anterior ha motivado a tratar de entender
la génesis, emplazamiento y condiciones
de formación de la mineralización del oro
contenida en el CMO.
El área de estudio se localiza en la
porción sur de México, hacia la parte centronoroeste del estado de Oaxaca, y noroeste
de la ciudad del mismo nombre, entre las
coordenadas geográficas: 17º 25’-17º 28´
de Latitud Norte y 96º 59’ 30”-97º 04’
de Longitud Oeste. El acceso se realiza
partiendo de la ciudad de Oaxaca (50 km)
por pista N° 35, hasta la desviación a San
Jerónimo Solola, posteriormente por terracería hasta El Parian y Faustino G. Olivera,
Oax., (17 km) con un recorrido aproximado
de 67 km (Figura 1).
El objetivo principal fue muestrear la
ocurrencia de las vetas auríferas alojadas en
rocas metamórficas del CMO, comprender
la génesis, y definir (?) tipo de depósito y
complementar con análisis de inclusiones
fluidas el muestreo de algunas localidades.
Los trabajos de la región tuvieron
como objeto realizar un reconocimiento
general a algunos lotes mineros, entre los
que se pueden citar Valverde-Ramírez J.,
(1988), del lote El Conejo, Agencia Faustino G. Olivera,
Oaxaca; Virgen-Magaña A., (1989(?)) lote Real del Parian;
Leyva-Rodríguez E., y Cruz-López D. E., (1991) lote La
Soledad y Ampliación La Soledad; finalmente el SGM
(2007) elabora el informe y carta geológico-minera Asunción
Nochixtlán E14-D36, escala 1:50,000.
Figura 5. Plano de localización Área el Parian
125
Metodología.
Primeramente se realizó la recopilación, análisis, depuración
e integración de información bibliográfica del área, que sirvió
de base para delimitar el área donde se tienen manifestaciones
minerales similares, posteriormente se elaboró programa de
campo, continuando con un reconocimiento general de la
zona, y finalmente se ubicaron los puntos (minas, manifestaciones) a muestrear. Actividad que se realizó durante los
meses de marzo a abril del año 2012. Siendo en estos meses
en los que se tomaron muestras para sus diferentes estudios (esquirlas de roca, inclusiones fluidas, mineragrafía y
petrografía). Los análisis fueron realizados por personal del
laboratorio del Centro Experimental Oaxaca-Servicio Geológico Mexicano-.
Progreso Sosola se identificó en las inmediaciones de la
Agencia El Parian, donde presenta un rumbo general N 35º
W, en una longitud de 16 km, sobreponiendo rocas del CMO
a rocas de la Formación Jaltepetongo. Por su parte, las fallas
normales La Laguna I muestra un rumbo N 85º W e inclinación 72º SW, longitud de 4.3 km determinada con el apoyo de
la imagen de satélite y modelo digital de elevación, afectando
a rocas de la Formación Jaltepetongo y CMO, al extremo
noroeste es truncada por la cabalgadura Progreso Sosola; y
La Laguna II de rumbo N 08º W e inclinación 51º SW, con
apoyo de la imagen de satélite y modelo digital de elevación
se determinó una longitud de 2.4 km, y afecta a rocas de la
Formación Jaltepetongo y CMO (Figura 2).
97°0'0"W
Qh
de
Cz
Acta
ce
Ka
o al
KaceCz
KnapAr-Lu
17°27'0"N
97°1'30"W
ed .
17°25'30"N
97°3'0"W
Resultados.
Huauclilla
Regionalmente el CMO está
constituido principalmente por
Hierba Santa
ortogneis, paragneis, diques
de sienita, pegmatita, charnockita, anfibolita, migmatita,
milonita y mármol. Localmente en el área El Parian,
%& pTmGn
están expuestos ortogneis,
KaceCz
pTmGn
!$!+"
*#
paragneis, delgados diques
La Cuchara
pTmGn
pegmatíticos y sieníticos.
(
*$
KaceCz
Cubiertos discordantemente
!"+%
*$!$
QptCgp-Ar
Zapote
por depósitos de la Cuenca
!
Loma de Nopal
de Oaxaca representada por
Tapados
Soledad
A
+
*$+#$
una alternancia de arenisca y
Plomosas
a- P
PD
To
Zopilote
Zapote
lutita con intercalaciones de
'&$
La Casita
caliza arcillosa y un conglomEl DoradoLa Llave
%"
erado basal de la formación
"
Jaltepetongo (Knap Ar-Lu),
""'
KnapAr-Lu
"""
y por caliza arrecifal masiva
Chaparral
#
de la formación Ocotlán
0
0.5
1
2
Km
(Kace Cz). Afectadas por
97°3'0"W
97°1'30"W
97°0'0"W
cuerpos intrusivos tipo hipabisal
dacítico-andesítico
Figura 2. Plano geológico-estructural, minas y manifestaciones muestreadas (modificado de carta Geológico(To PDa-PA) producto del
Minera Asunción Nochixtlán E14-D36, Escala 1:50,000). Punto Negro muestreo Carta Asunción Nochixtlán.
magmatismo de la Sierra
Madre del Sur. A su vez, son sobreyacidas(os) por depósitos
Previamente los trabajos en la región han concluido
de sedimentos representados por conglomerado polimíctico que existe poco desarrollo de exploración, así como escasa
con intercalaciones de arenisca de la formación Sosola (Qpt manifestación superficial de las estructuras, pero con una ley
Cgp-Ar), y finalmente por aluvión (Qho al) presente en los media de 5,0 g/ton Au (Valverde-Ramírez, 1988); y que el
bordes del río San Antonio (Figura 2).
control estructural es de rumbo NE 40°-64° SW con incliEstructuralmente el área fue afectada por una serie de nación 50°-75°SE, con vetas de cuarzo blanco oxidadas y
fallas inversas y normales con orientación preferencialmente escasa pirita, ocasionalmente oro libre, y que el yacimiento
NW-SE con inclinación tanto NE como SW. La cabalgadura es de tipo mesotermal, formado por soluciones proveniente
126
de cuerpos intrusivos (Virgen-Magaña, 1989), y en algunas
partes el cuarzo lechoso (tipo hidrotermal) con inclusiones de
pirita y calcopirita de forma irregular (choricera) afalladas,
de rumbo NE-SW con inclinación NW (Leyva-Rodríguez y
Cruz-López (1991). Muestreo las minas El Dorado, Hierba
Santa, Loma Nopal y El Tecolote reportando valores de 0.3
a 9 g/t de Au, 0.1 a 0.2 g/t de Au, 0.07 a 0.2 g/t de Au, y 0.03
g/t de Au respectivamente.
En el presente trabajo, en general, se reconocieron
vetillas-vetas de cuarzo de entre 1 a 90 cm de espesor,
siendo estas últimas muy escasas, de longitud variable de 3
a 60 m, con profundidades hasta 8 m, formas irregulares y
ondulantes, en general cortantes (NE-SW) y paralelas a la
foliación (NW-SE) dúctil de las rocas de caja (Figuras 3, 4,
5 y 6). Sin embargo, deformaciones posteriores de carácter
frágil desplazan estas vetas. Las vetas se presentan preferencialmente en una franja orientada NE-SW, y otras (NW-SE),
mostrando que podrían corresponder a un solo sistema, y
a una sobreposición de un segundo evento mineralizante
(Figura 2).
Figura 3. a)Mina El dorado labrada en ortogneis; b) vetillas de cuarzo blanco cristalino elongadas (budinage) cortantes a la foliación y paralelas a la foliación
De acuerdo a los resultados de los estudios mineragráficos realizados a muestras de corte y pulido (Mina Hierba Santa),
la asociación mineralógica hipógena corresponde a oro, pirita, calcopirita, galena y esfalerita, la supérgena consiste de cuarzo,
hematita, limonita.
Figura 4. a)Mina Hierba Santa labrada en paragneis; b) vetillas de cuarzo blanco elongadas (budinage) oxidadas, paralelas a la foliación.
Las alteraciones presentes suelen estar de forma muy restringida (centímetros) hacia los bordes de las vetillas de cuarzo,
entre las que pueden citar son la silicificación (predominante), seritización (incipiente) y oxidación que cubre a las anteriores,
que es generada por procesos supérgenos. Y de acuerdo a los estudios de microscopia óptica se confirman tales alteraciones,
determinando también la alteración propilítica y cloritización presente en la zona. Para el caso de la mina La Llave, el desarrollo de vetillas de calcita está presente en forma aleatoria (alteración tipo carbonatación).
127
Figura 5. a)Mina El Chaparral labrada en ortogneis; b) vetillas de cuarzo blanco elongadas oxidadas, paralelas a la foliación, muestreo.
Los análisis químicos de las muestras tanto en veta como roca caja, arrojan una ley promedio que oscila entre 0.8 a 1
g/t de Au, y esporádicamente en algunas muestras se disparan los valores hasta 23 g/t de Au (Tabla 1). Los respaldos (alto y
bajo) de algunas de las vetas también arrojan valores anómalos, por lo que se deduce que existe la presencia de diseminado
en la roca caja.
Figura 6. a) Manifestación Huauclilla delgadas vetas-vetillas de cuarzo emplazadas en paragneis, distribuidas paralelamente a la foliación.
TABLA N° 1.- RESULTADOS DE ANÁLISIS QUÍMICO DEL ÁREA EL PARIAN.
N° CAMPO
ESPESOR
AU
GR/T
AG
PPM
PB
PPM
CU
PPM
ZN
PPM
AS PPM
El Dorado
DOR 1
0.70 m bajo/roca
El Dorado
DOR 2
0.015 m veta
0.092
<2
<14
30,2
30
<4
2,7
<2
<14
<2
12
<4
El Dorado
DOR 3
0.40 m alto/roca
0,93
<2
<14
28,8
19
23,3
Hierba Santa
HSANTA 1
1.10 m bajo/roca
0.029
<2
<14
71,9
183
<4
Hierba Santa
HSANTA 2
0.005 m veta
1,8
<2
63,9
204,4
758
119,0
Hierba Santa
HSANTA 3
0,95 m alto/roca
0.039
<2
<14
43,0
105
<4
Hierba Santa
HSANTA 6
0.003 m veta
11,5
12,4
153,8
136,1
2 576
9,5
La Cuchara
CUCH 1
0.003 m Veta
0.034
<2
<14
11,5
51
<4
La Cuchara
CUCH 2
1.50 m alto/roca
9,6
5,1
<14
30,9
22
30,0
Zapote
ZAP 1
0.015 m Veta
0.003
<2
<14
46,3
78
<4
Zapote
ZAP 2
0.010 m veta
0.003
<2
<14
20,3
79
<4
MINA/
PROSPECTO
Acta
de
ed .
128
TABLA N° 1.- RESULTADOS DE ANÁLISIS QUÍMICO DEL ÁREA EL PARIAN (CONT…).
MINA/PROSPECTO
TAPADOS
N° CAMPO
ESPESOR
AU
GR/T
AG
PPM
PB
PPM
CU
PPM
ZN
PPM
AS PPM
TAP 1
0.009 m veta
9,1
4,1
18,1
142,6
63
33,0
TAPADOS
TAPA 1
0.90 m veta
0,54
7,7
<14
266,6
94
21,6
TAPADOS
TAPA 2
0.85 m alto/roca
0.377
<2
<14
61,1
5
<4
ZOPILOTE
ZOP 1
0.003 m veta
1
<2
<14
61,9
22
<4
ZOPILOTE
ZOP 2
0.80 m alto/roca
0.149
<2
<14
98,6
60
<4
LA CASITA
CAS 1
0.006 m veta
23
12,3
<14
287,8
318
50,8
TESORO
TES 1
1.50 m roca
0.003
<2
<14
529,0
138
<4
SOLEDAD
SOL 1
1 m roca
SOLEDAD
SOLE 1
0.003 m veta
3,2
<2
<14
55,1
44
<4
<2
<14
139,2
221
<4
CHAPARRAL
CHAP 1
1.20 m bajo/roca
0.233
<2
<14
19,7
32
14,4
CHAPARRAL
CHAP 2
0.005 m veta
0.129
<2
<14
76,3
29
<4
HUAUCLILLA
HUAU 1
1.40 m bajo/roca
<2
<14
15,1
39
<4
HUAUCLILLA
HUAU 2
0.006 m veta
0.004
<2
<14
<2
10
<4
HUAUCLILLA
HUAU 4
1.20 m bajo/roca
0.005
<2
<14
70,1
89
<4
HUAUCLILLA
HUAU 5
0.006 m veta
0.003
<2
<14
14,8
26
<4
PLOMOSAS
PLOM 1
0.20 m veta
3,5
<2
<14
21,9
23
<4
PLOMOSAS
PLOM 2
1 m alto/roca
0.092
<2
<14
416,0
67
<4
PLOMOSAS
PLOM 5
0.80 m veta
0.261
<2
<14
23,5
17
<4
PLOMOSAS
PLOM 6
1 m bajo/roca
0.004
<2
<14
71,2
49
<4
LA LLAVE
LLAV 1
0.10 m veta
0.173
<2
<14
20,3
20
11,8
LA LLAVE
LLAV 2
1 m roca
0.018
<2
<14
34,2
44
<4
Los estudios de inclusiones fluidas (Tabla 2) realizadas en vetas de cuarzo (minas El Dorado, Tapados, Chaparral,
Huauclilla, Plomosas y La Llave) indican temperaturas de homogenización de 181° a 386°C, y salinidades de 16.43 a 18.36
% Eq en peso NaCl, CO2 (Chaparral, Huauclilla, Plomosas) que al graficarse (Figura 7) y analizarse, indican la posibilidad
de hallarse dos poblaciones generadas por diferentes tipos de fluidos mineralizadores, o bien, la sobreposición de un segundo
evento mineralizante (epitermal) o contaminación por circulación profunda. Pero es claro, que algunas de estas Th son indicativas de los depósitos mesotermales.
DOR 4
CUARZO
TffºC
ThºC
181.4
188.2
223.3
229.7
-14.5 233.9
18.36
Sal
TAP 3
CUARZO
TffºC
ThºC
200.9
207.9
209.5
211
Tabla N° 2. ÁREA EL PARIAN
CHAP 5
HUAU
PLOM 3
CUARZO
CUARZO
CUARZO
TffºC
ThºC
TffºC
ThºC
TffºC
ThºC
200.5
140.2
337.5
209.5
141.4
340.2
223.5
143.1
363.9
227.7
170.9
252
172.7
257.6
174.8
294.8
177.5
386.1 -12.4 199.8
220
-12.1 227.4
CO2
CO2
PLOM 7
CUARZO
TffºC
ThºC
237.7
249.3
280.6
298.8
304.1
CO2
LLAV 3
CUARZO
TffºC
ThºC
148.9
150.2
155.4
157.3
Conclusiones.
• Localmente en el área El Parián, están expuestos
ortogneis, paragneis, y delgados diques pegmatíticossieníticos. Cubiertos discordantemente por arenisca,
lutita con intercalaciones de caliza arcillosa y conglomerado basal (Fm. Jaltepetongo, Knap Ar-Lu), y por
caliza arrecifal masiva (Fm. Ocotlán, Kace Cz). Afectadas por hipabisales dacítico-andesítico (To PDa-PA).
A su vez, sobreyacidas(os) por conglomerado polimíc-
•
•
129
tico con intercalaciones de arenisca (Fm. Sosola, Qpt
Cgp-Ar), y finalmente por aluvión (Qho al) presente en
los bordes del río San Antonio.
Estructuralmente el área es afectada fallas inversas y
normales con orientación preferencialmente NW-SE con
inclinación tanto NE como SW.
Se reconocieron vetillas-vetas de cuarzo de entre 1 a
90 cm de espesor, estas últimas muy escasas, longitud
variable (3 a 60 m), profundidades (>8 m), formas irre-
Figura 8. Evidencias de estructuras de cuarzo mineralizadas empleadas en rocas del CMO (facie granulita), asociadas a fallas. Tomadas de los trabajos del
SGM (2007, 2008 Y 2009). Modificado de Jiménez/Hernández A., 2011.
Acta
de
ed .
130
•
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•
•
•
•
•
gulares y ondulantes, en general cortantes (NE-SW) y
paralelas a la foliación (NW-SE) dúctil de las rocas de
caja.
Deformaciones posteriores de carácter frágil desplazan
estas vetas. Las vetas se presentan preferencialmente
en una franja orientada NE-SW, y otras (NW-SE),
mostrando que podrían corresponder a un solo sistema,
y a una sobreposición de un segundo evento mineralizante.
Estudios mineragráficos realizados a muestras de corte
y pulido (Mina Hierba Santa), reportan una asociación
hipógena de oro, pirita, calcopirita, galena y esfalerita, y
supérgena cuarzo, hematita, limonita.
Las alteraciones presentes visibles suelen estar restringidas (centímetros) hacia los bordes de las vetillas de
cuarzo. La silicificación (predominante), seritización
(incipiente) y oxidación cubre a las anteriores, generada
por procesos supérgenos. Estudios de microscopia óptica
confirman tales alteraciones, determinando la propilítica
y cloritización presente en la zona.
En la mina La Llave, el desarrollo de vetillas de calcita
está presente en forma aleatoria (alteración tipo carbonatación).
Los análisis químicos en veta como roca caja, arrojan un
valor promedio de 0.8 a 1 g/t de Au, y esporádicamente
algunas muestras se disparan hasta 23 g/t de Au. Los
respaldos (alto y bajo) de algunas de las vetas también
arrojan valores anómalos, por lo que se deduce que
existe la presencia de diseminado en la roca caja.
Las inclusiones fluidas en cuarzo (El Dorado, Tapados,
Chaparral, Huauclilla, Plomosas y La Llave) tienen Th
de 181° a 386°C, y salinidades de 16.43 a 18.36 % Eq
en peso NaCl, CO2 (Chaparral, Huauclilla, Plomosas),
indican la posibilidad de hallarse dos poblaciones generadas por diferentes tipos de fluidos mineralizadores,
o bien, la sobreposición de un segundo evento mineralizante (epitermal) o contaminación por circulación
profunda.
Algunas de dichas Th son indicativas de los depósitos
mesotermales.
•
•
En base al ambiente tectónico del CMO, estructural,
geometría y estilo de mineralización y probable origen
de los fluidos mineralizadores, tentativamente se infiere
un tipo de depósito de oro orogénico, sin descartar la
posibilidad que se trate de depósitos de oro en vetas relacionadas a intrusiones.
Considerando las características geológicas y estructurales de las manifestaciones minerales presentes,
muestran similitud con otras áreas al sur, mostradas en el
mapa (Figura 8), que permite inferir la posible existencia
de una provincia metalogenética en el sur de México,
caracterizada por la presencia de vetas de cuarzo aurífero hospedadas en rocas metamórficas.
Agradecimientos.
Se agradece al Servicio Geológico Mexicano, una gran institución, al Ing. Enrique Espinosa Arámburu (Subdirector
de Geología) por el apoyo brindado para el desarrollo del
proyecto Oro Orogénico, bajo la dirección del M.C. Juan
Antonio Caballero Martínez (Gerente de Estudios Especiales
e Investigación). Al personal de Laboratorio Centro Experimental Oaxaca por los estudios de las distintas muestras.
A los revisores del Comité de Trabajos Técnicos y personas
que generosamente, con sus comentarios, participaron para
mejorarlo.
Jiménez-Hernández A. (2011). Mineralización de oro en el Complejo
Oaxaqueño, Sur de México. Tesis de Maestría, Universidad de Chile.
Pp. 105.
Leyva-Rodríguez E., y Cruz-López D.E., 1991. Elaboran informe de la visita
de reconocimiento del Lote La Soledad y Ampliación La Soledad.
SGM. 2007. Informe y carta geológico-minera Asunción Nochixtlán
E14-D36, Escala 1:50,000.
Valverde-Ramírez J. 1988. Informe de la visita de reconocimiento al
lote minero El Conejo, ubicado en el municipio de Faustino G.
Olivera, Oaxaca. Archivo Técnico, CRM, Subgerencia Regional
Sur-Residencia Oaxaca, Pp. 12.
Virgen-Magaña A. 1989(?). Informe de la visita de reconocimiento realizada
al lote minero Real del Parian I, ubicado en el municipio de
Telixtlahuaca, Oax., Archivo Técnico, CRM, Subdirección Técnica,
Subgerencia Regional Sur, Pp. 12
131
Oniver Lemus Bustos
Edad del rompimiento extensional en la fosa tectónica de Rodeo, Durango, y su
vínculo con la mineralización en domos riolíticos
Oniver Lemus Bustos
Servicio Geológico Mexicano
Email: [email protected]
Resumen
Las características geológicas de la fosa tectónica de Rodeo son propias de un sistema
de extensión con estructuras de rompimiento por esfuerzos distensivos. En estos
rompimientos tensionales se emplazaron de domos y cuerpos intrusivos los cuales fueron
fechados en este trabajo con edades U-Pb en circones de 47.8 ± 0.2 y 49.5 ± 0.2 Ma, que
permiten interpretar dos edades de cristalización de los cuerpos hipabisales, ubicándolos en
el Eoceno temprano a medio, y relacionados regionalmente a las estructuras del sistema de
fallas San Luis-Tepehuanes y a la fosa tectónica de Rodeo como contemporáneos a estos
eventos. Datos similares se obtuvieron con anterioridad en rocas semejantes que indican
edades radiométricas que varían desde 51.9 a 24.3 Ma (Eoceno-Oligoceno), provenientes
de tobas riolíticas y cuerpos subvolcánicos. El rango se basa en estudios realizados por el
método K-Ar en feldespato.
Dichos cuerpos afectan a las rocas preexistentes de tipo sedimentario de cuenca, y generan
áreas mineralizadas con interés económico derivadas de condiciones hidrotermales
favorables para que las rocas receptoras contengan depósitos económicos en un sistema poco
profundo, característico de los yacimientos epitermales de baja a intermedia sulfuración.
Introducción
Este trabajo tiene la finalidad de definir la edad del rompimiento tectónico en la fosa de Rodeo en base a dataciones
radiométricas en zircones por el método U-Pb, y con el apoyo
de trabajos de otros autores que fecharon por el método K-Ar
en feldespato, obteniendo edades que son importantes pero
no se relacionan con la interpretación de la fosa de Rodeo.
Las edades que presentan podrían indicar el rompimiento
de la estructura que podría ser más antigua de lo que se
propone y las usan para definir tanto la época de emplazamiento de las rocas del área, como del inicio del rompimiento
que dio origen a la fosa de Rodeo. La edad propuesta por
otros autores no sustenta que sea Oligoceno porque los datos
que se presentan indican que son del Eoceno.
En base a datos de inclusiones fluidas, mineragrafía y
difracción de rayos x se define el tipo de mineralización en la
zona que se relaciona con cuerpos intrusivos y subvolcánicos
emplazados en la fosa de Rodeo, a los que se les atribuye el
contenido de los depósitos minerales.
Objetivo.
El objetivo es definir por medio de dataciones radiométricas
la edad de rompimiento tectónico de la fosa de Rodeo en base
a edades propuestas por otros autores y las determinadas en
este trabajo por el método U-Pb, para definir la época de
mineralización relacionada a cuerpos subvolcánicos.
Acta
de
Sesiones
Localización
El área se localiza en el flanco oriental de la Sierra
Madre Occidental, cerca del límite con la Mesa Central, en
la Faja de Mineralización de Plata de México (Dávila et al.
2010). Abarca las cartas geológicas Rodeo y Abasolo
Localmente se ubica al centro-norte del estado de
Durango, municipios de Rodeo e Indé, a 130 km al norte en
línea recta de la capital. Está limitada por las coordenadas
25º 20’ a 25º 30’ de latitud norte, y 104º 34’ 20’’ a 104º 40’ de
longitud oeste (Fig.1).
El acceso principal es a partir de Durango, por la autopista 40D hasta la caseta de peaje Cuencamé o por la carretera
federal No. 40 recorriendo una distancia aproximada de 142
km, hasta la misma caseta (Fig.1). De ahí se continua por
la estatal No. 34 con dirección poniente pasando por Pedriceña, Paso Nacional y Nazas de donde se sigue en dirección
a Rodeo hasta llegar al entronque con la carretera Panamericana No. 45, siguiendo al norte hasta el poblado de Rodeo.
Otro acceso es por la carretera Panamericana No. 45.,
tramo Durango-Parral, pasando por Morcillo, Juan B. Ceballos, J. Guadalupe Aguilera, Donato Guerra, José María
Patoni, Fco. Primo de Verdad, Leandro Valle, Hidalgo de
San Antonio, Rodeo y Alamillo de Galeana con recorrido
de 180 km. (Fig.1).
Rodolfo Corona Esquivel,
ed .
132
Edad del rompimiento extensional en la fosa
Figura 1. Ubicación del área de estudio.
Estudios previos
Evolución tectónica
Al occidente de la Cuenca del Centro de México se definió
la Cuenca Mezcalera, en un ambiente de mar abierto, considerada como una cuenca trasarco limitada al noreste por el
elemento positivo de la paleopenínsula de Aldama, al este
por la isla o península de Coahuila y hacia el occidente por
una morfología positiva constituida por un arco volcánico.
Araujo et al., (1986) describen a este como el Arco Volcánico
Tarahumara, descrito también por Campa y Coney (1983)
como terreno Guerrero. Con la subsidencia y fallamiento
se originó la acumulación de sedimentos terrígenos provenientes de dicho arco, que constituyeron los estratos basales
de la Formación Mezcalera, representados por un conglomerado de clastos gruesos.
En el Aptiano-Cenomaniano, hacia las porciones
noroccidental, centro y nororiental, continuó el aporte de
sedimentos calcáreos con terrígenos provenientes del Arco
Tarahumara, que dio origen al miembro calcáreo-arcilloso de
la Formación Mezcalera.
tectónica de
Rodeo, Durango
La Sierra Madre Occidental es el resultado de diferentes episodios magmáticos y tectónicos ocurridos durante
el Cretácico–Cenozoico, asociados al flujo de magmas generados por la subducción de la Placa Farallón por debajo de
la de Norte América. Este evento se asocia con la orogenia
Laramide y la apertura del Golfo de California (Damon
et al., 1981 y Ferrari et al., 2005), con emplazamiento de
cuerpos intrusivos sobre extensas zonas. Se distinguen varios
períodos de intrusión que van de los 130 a los 120 Ma, pero
la mayoría fueron entre 90 y 50 Ma (Cretácico Superior al
Eoceno).
En el área El Refugio la orogenia Laramide probablemente culminó a finales del Paleoceno, y con ello la
deformación de las secuencias sedimentarias del Cretácico
en la cuenca Mesozoica del centro de México.
Posterior al evento tectónico laramídico, siguió otro
distensivo, con lo cual se formaron una serie de fosas y
pilares, como consecuencia del reacomodo del basamento.
Acompañando a esta etapa de deformación ocurrió una
intensa erosión de las rocas sedimentarias. Asimismo, ocurrió
un magmatismo de tipo andesítico constituidos por tobas y
brechas andesíticas así como de lava andesítica y depósitos
continentales de la Formación Ahuichila.
Durante el Eoceno, cambia el régimen largamente
compresivo y produce derrame de grandes cantidades de lava
andesítica y riolítica, acompañadas de piroclastos y emplazamiento de cuerpos de granito similares al que se localiza
10 km al oriente, conocido como Tronco de Peras, de
47,2 ±1,1 Ma datado por K-Ar en plagioclasa (Aguirre y
McDowell, 1991), ubicándolo en el Eoceno medio, y cuerpos
hipabisales félsicos de riolita.
La interrupción o disminución abrupta de la actividad
magmática en la Sierra Madre Occidental durante el Eoceno
tardío, fue seguida por un período de erosión y depósito,
conformando la parte superior de la Formación Ahuichila.
La actividad volcánica de composición ácida se reactivó
durante el Oligoceno inferior (28-30 Ma), período durante el
cual se produjo la transición de un régimen de subducción a
uno de extensión intraplaca, lo cual permitió a los magmas
ascender más rápidamente y a niveles más someros en la
corteza, produciendo la extrusión de grandes volúmenes de
material, que constituyeron potentes secuencias ignimbritas
(Mc Dowell y Keiser 1977), (Mc Dowell y Clabaugh 1979)
y (Aguirre y McDowell 1991); lo cual se interpreta como un
reflejo de la migración del arco magmático continental, hacia
el oriente, y su posterior regresión hacia el poniente.
La extensión probablemente se inició en el occidente
de México alrededor de los 30 a 32 Ma. Dicho régimen
extensional coincide con la colisión entre la placa de Norte
América y la cordillera del Pacífico oriental.
133
Oniver Lemus Bustos
En este mismo sector, la tectónica extensional afectó
los bordes de la Sierra Madre Occidental. En el oriental, en
Durango, se desarrollaron fallas normales de alto ángulo que
definen estructuras tipo Basin and Range, similares a las de
Chihuahua (Dickinson 2002). Aranda-Gómez et al. (2005)
describen el magmatismo continental de cuencas y sierras del
Oligoceno tardío-Mioceno en las fosas de Rodeo y Nazas.
La edad de la deformación extensional en la región se
remonta por lo menos al principio del Oligoceno y se caracteriza por un alargamiento general ENE-WSW. En el área de
Nazas, ignimbritas datadas en feldespato mediante 40Ar/39Ar
indican una edad de 29.9±1.6 Ma. Estas se encuentran
basculadas hasta 35° al NE y son cubiertas por otras tobas
horizontales de edad 29.5±0.6 Ma datadas en plagioclasa por
40
Ar/39Ar (Aguirre y McDowell 1991-1993). En el área de
Rodeo, Durango, Luhr et al. (2001) reconocen una extensión
temprana entre 32.3 y 30.6 Ma que produjo la formación de
un semigraben de dirección NNW con un desplazamiento
estimado en ~3 km. Adicionalmente Aranda-Gómez et al.
(2003) asocian la erupción de lavas alcalinas de ~24 Ma tanto
en Nazas como en Rodeo con un segundo episodio extensional en el área (Fig.2).
Un segundo sistema de fallas se activa entre los 24 y 20
Ma (Aguirre y McDowell, 1993) y origia basculamientos en
las rocas volcánicas. Al evento se asocia el desarrollo de una
serie de esfuerzos distensivos y fallas laterales, de orientación general NW-SE, que originaron la formación de cuencas
de tipo pull-apart (Fosa del Río Nazas).
En el Mioceno tardío, el movimiento relativo entre la
placa de Farallón y la de Norte América ha sido asociado con
una serie de esfuerzos distensivos, que dieron origen a fallamiento normales de carácter regional, de orientación general
NW-SE, relacionados con la apertura del Golfo de California. Este fenómeno reactivó y configuró una serie de fosas
y pilares tectónicos con la misma orientación, que dio lugar a
la provincia tectónica de cuencas y sierras del NW de México
(Coney, 1987). Dichas cuencas fueron rellenadas por conglomerados polimíctico y brechas provenientes de la erosión
de las rocas preexistentes. En la localidad de El Rodeo se
presenta la formación Santa Inés y depósitos recientes del
Cuaternario tales como: conglomerado y aluvión.
Estructuralmente el área de estudio se encuentra en la
franja denominada como zona de fallas San Luis-Tepehuanes,
denominada por Nieto et al. (2005) y abarca la estructura
denominada graben de Rodeo (Ferrari et al., 2005 Fig.2).
Metodología.
Se hicieron trabajos de geología de campo levantamiento de
litologías y fallas, así como muestreo en las zonas mineralizadas, específicamente en la de El Refugio, de geoquímica
de esquirlas en roca y veta, mineragrafía, difracción de rayos
X, inclusiones fluidas y para dataciones radiométricas por el
método U-Pb.
En base al análisis de los datos, y los publicados por
otros autores, se interpretaron las posibles edades de la fosa
de Rodeo, y el tipo de mineralización correspondiente a los
depósitos de minerales asociados.
Figura 2. Mapa tectónico de la parte central de la Sierra Madre Occidental con indicación de la orientación
y edad de la deformación extensional. Tomado de Ferrari et al. (2005).
Acta
de
Sesiones
ed .
134
Resultados.
Geocronología
La información geocronológica pre-existente respecto a
las rocas del área de estudio (Fig.3) indica edades radiométricas que varían desde 51,9 a 24,3 Ma (Eoceno -Oligoceno),
obtenidas en tobas riolíticas y cuerpos subvolcánicos. Este
rango se basa en estudios realizados por Aguirre y Mc
Dowell (1991 y 1993) y Luhr (2001) por el método K-Ar
en minerales de feldespato, utilizados para definir la edad de
faja metalogenética auro-argentifera de México.
Con la información existente se tiene solo una idea
muy generalizada sobre la edad de las rocas de la región.
A fin de determinar con mayor precisión la edad de las
rocas intrusivas a las que probablemente se asocia la mineralización, se decidió realizar dos dataciones empleando el
método U-Pb LA-ICPMS (Solari et al., 2009) en circones
de los cuerpos subvolcánicos, los que arrojan edades para
el pórfido riolítico de 49,5 ± 0,2 Ma y 47,8 ± 0,2 Ma en
el pórfido andesítico (Fig.3). Estas se interpretan como edades
de cristalización, situándolas en el Eoceno temprano a medio.
Figura 3. Imagen satelital con mapa tectónico, modificado de Ferrari et al.
(2005), con ubicación de los sitios en los que se colectaron muestras datadas
por K-Ar, cercanas al área de estudio, y de U-Pb en circones.
El evento de la tectónica extensional en el área de
estudio se ha tratado de representar con una edad Oligoceno, entre 31 hasta 24 Ma (Ferrari et a., 2005). Sin embargo
relacionado a estos datos geocronológicos (Aguirre y Mc
Dowell, 1991) publicaron edades entre 51 y 47 Ma (Fig. 3).
Las obtenidas en el presente trabajo son de 49,5 ± 0,2 Ma
y 47,8 ± 0,2 Ma las cuales confirman que los movimientos
de extesnión ya existían en el Eoceno tardío o se estaban
iniciando en esa época, y por consecuencia los cuerpos intrusivos y subvolcánicos se emplazaron durante esta fase de
extensión.
tectónica de
Rodeo, Durango
Esto es consistente con interpretaciones de Silva-Romo
(1996) quien postula que el sistema de semi-graben está relacionado con el de fallas San Luis-Tepehuanes del Eoceno
temprano, contemporáneas o previas al emplazamiento de
cuerpos de granito de 48 Ma en la zona.
Se propone que la tectónica extensional facilitó el
ascenso de magmas calcoalcalinos de los que derivaron los
fluidos hidrotermales que rellenaron las vetas en la zona de
estudio. Si este vínculo genético es correcto, los cuerpos
mineralizados serian posteriores al Eoceno tempranomedio. Esto cambiaría la interpretación de la cronología de
la franja de plata para esta zona originalmente del Oligoceno (Camprubí y Albinson, 2006) a posiblemente Eoceno
tardío, lo cual permite establecer que esta parte de la faja
del Oligoceno presenta datos que corresponderían a la parte
situada más al oeste denominada faja Au-Ag (Dávila et al.,
2010) y formada durante el Eoceno (Camprubí y Albinson
2006), (Fig.4).
Los resultados de geocronología se pueden comparar
con otros similares, por ejemplo, Zacatecas, en donde la edad
de cristalización es de 48,91 ± 0,09 Ma (Loza-Aguirre et al.,
2008) y también para la mina de Real de Ángeles, con edad
de 45 Ma (Harder 1987).
En la faja metalogenética auro-argentifera mexicana Camprubí y Albinson (2006) define dos edades de
mineralización para la zona noroccidental del país. Una en
la parte occidental de la faja, con una edad Eoceno de (48 a
40 Ma) y otra al oriente con una edad de Oligoceno (36 a 27
Ma, Fig.4).
Con los datos geocronológicos obtenidos en los
cuerpos subvolcánicos y los reportados por Aguirre y Mc
Dowell (1991) se interpreta que la mineralización en El
Refugio se asocia al emplazamiento de cuerpos subvolcánicos del Eoceno temprano a medio.
En las inmediaciones de Guanacevi una datación de
K-Ar en roca total dio edad de 38.7 ± 0.8 Ma, que se interpreta como la de cristalización de los magmas (Clark et al.,
1977). Otra datación a 45 Km al NE de Guanaceví, reportada
por Tuta et al. (1988) por el método 40Ar/39Ar indica edad de
39.6 ± 0.5 Ma, Eoceno tardío. Los datos sugieren que la edad
de mineralización en Guanaceví fue Eoceno tardío (Devlin
et al., 2009).
Inclusiones Fluidas
Se hicieron estudios de inclusiones fluidas en 6 muestras de
vetas de cuarzo, cuarzo bandeado, calcita y calcita hojosa
en el graben de Rodeo. Los resultados indican un rango de
temperatura de homogenización entre 170-198ºC y salinidades de 0,53-6,43% NaCl equivalente, con excepción de
135
Oniver Lemus Bustos
Figura 4. Arriba: distribución de los depósitos epitermales en México, con sus edades correspondientes conocidas
por fechamientos de las mineralizaciones o bien por relaciones geológicas con rocas fechadas. Abajo: Distribución
histórica de las edades de mineralización de los depósitos epitermales en México, indicando los tres rangos de edad
preferenciales (Camprubí et al., 2003b). Modificado de Camprubí y Albinson (2006).
una muestra. Los resultados de este estudio son consistentes
con los reportados por Wilkinson (2001) y Camprubí (2010)
para el rango de temperatura y salinidad de yacimientos
epitermales.
Los valores obtenidos en este trabajo son propios de
depósitos de baja temperatura como los epitermales (Fig.5).
El sistema de vetas de cuarzo bandeado y blanco
lechoso calcedónico; calcita y calcita hojosa (Fig.6) estudiado tiene una relación geológica estructural a cuerpos
hipabisales riolíticos del sistema de fallas San Luis-Tepehuanes y al graben de Rodeo, ambos con dirección NW-SE.
Cabe mencionar que una de las muestras llegó a temperaturas de homogenización cercanas a los 400° C y salinidad
de 15 % NaCl eq. El significado del análisis es incierto,
aunque puede representar un evento hidrotermal distinto,
pre-existente o posterior respecto de las vetas en la zona. En
todo caso, el muestreo es muy limitado para llegar a conclusiones definitivas.
Los resultados de los estudios de inclusiones fluidas y
caracterización mineral de las vetas de cuarzo y calcita del
área El Refugio, conjuntamente con estructuras y texturas
que evidencian procesos de ebullición, confirman ambientes
del tipo epitermal de baja sulfuración Campribí et al., (2003).
Esto es compatible con distritos mineros aledaños como
Indé, Guanaceví, Coneto de Comonfort, Velardeña, SombreActa
de
Sesiones
rete, entre otros, dentro de la misma faja metalogenética de
Au-Ag, clasificados como depósitos de baja a intermedia
sulfuración (Sillitoe,1977 y Sillitoe y Hedenquist, 2003).
Clasificación de la mineralización
Con los resultados obtenidos del muestreo y mineragrafía
de las vetas, se determinaron las especies de minerales y
se determinó la paragénesis cuarzo-pirita con una sucesión cuarzo, calcita, pirita y hematita. Cabe mencionar que
la pirita fina se encuentra diseminada en las vetas y la hematita rellenando vetillas.
Los minerales de alteración más comunes determinados
por Difracción de Rayos X son: illita, hematita, goethita,
muscovita, caolinita, montmorillonita, cuarzo, calcita, relacionados a las vetas de estructuras de cuarzo bandeado,
cuarzo amorfo calcedónico y calcita hojosa (Fig.6) con
presencia de sulfuros pirita fina diseminada.
Los valores de oro más altos en El Refugio son
del orden de 0,094 a 0,236 ppm y se relaciona principalmente con vetas. Estas estructuras presentan características
de oxidación supérgena, producto de la desintegración
de minerales con presencia de fierro, hematita y pirita,
donde pudieran alojarse las concentraciones de oro.
Las especies mineralógicas determinadas por difracción de rayos X en el área El Refugio indican asociaciones
ed .
136
tectónica de
Rodeo, Durango
Figura 5. Rangos genéricos de temperatura y salinidad de tipología escogidas de depósitos minerales. Adaptado
de Wilkinson (2001). Los triángulos en rojo es la ubicación del muestreo realizado en graben de Rodeo.
minerales propios de alteración hidrotermal del tipo argílica,
cuarzo-sericita (illita-muscovita) y vetas de carbonatos.
Las alteraciones hidrotermales asociadas a la mineralización aurífera, texturas bandeadas y halos de alteración
sugieren ambientes epitermales de baja sulfuración.
La integración de resultados, interpretación y modelamientos de estos permite establecer criterios de exploración,
esto con el objetivo de lograr nuevos descubrimientos de
yacimientos con posible potencial económico.
De acuerdo a los resultados de los estudios de mineralización metálica y la relación de estos con las asociaciones
minerales de alteración, la paragénesis propuesta es la
siguiente:
1).- Cuarzo-pirita
2).-Calcita-pirita
3).- Cuarzo-hematita-goetita
Recordar que la pirita se descompone fácilmente por
agentes hidrotermales o meteóricos y genera hematita secundaria, resultado de la oxidación de la pirita.
De acuerdo a todos los resultados de los trabajos
de campo y analíticos de geocronología, mineragrafía,
difracción de rayos X y estudios de inclusiones fluidas, se
determinó que la mineralización en el área de estudio es del
tipo epitermal de metales preciosos Camprubí et al., (2006).
Este tipo de ambiente y yacimiento es consistente con la
ubicación del área de estudio, parte de la franja auro-argentifera de México.
Figura 6. A detalle de bandas de cuarzo con oquedades de las vetas del área
El Refugio, B calcita hojosa, estas estructuras son indicadores de procesos
de ebullición en sistemas epitermales.
Si se toman en cuenta las características de los depósitos epitermales y se comparan los datos obtenidos en este
trabajo, existen condiciones muy similares a las propuestas
por Camprubí y Albinson (2006) para este tipo de depósitos,
relacionados con fosas tectónicas, alteración propilítica, argílica y sericitica, y vetas con evidencia de ebullición.
El área de estudio se ubica en la franjas conocidas
de plata oro (Dávila et al., 2010), situados alrededor del
margen Circum-Pacífico, asociados al hidrotermalismo
tardío de los sistemas volcánicos desde el Terciario (White
et al., 1995). Los depósitos epitermales típicamente están
asociados a sistemas de subducción activos en diferentes
épocas geológicas (Silberman et al., 1976; Sillitoe, 1977),
ambiente geológico que correspondería al presente en la
región de estudio.
Oniver Lemus Bustos
Las vetas con mineralización en el área de estudio
se encuentran dentro de la fosa de Rodeo como parte del
sistema de fallas San Luis-Tepehuanes que se relacionan
con un evento extensional que facilitó el emplazamiento de
cuerpos intrusivos e hipabisales de composición félsica con
edades de 51 a 47 Ma (Aguirre y Mc Dowell, 1991).
Hedenquist (2005) establece que la precipitación de oro
normalmente toma lugar a temperaturas entre 150 a 250°C
y profundidades de 50 a 650 m debajo del nivel freático. En
la mayoría de los casos, los depósitos están relacionados
en forma espacial y temporal con volcanismo subaéreo,
de carácter ácido a intermedio y subvolcanismo asociado,
pudiendo el basamento ser de cualquier tipo, las condiciones
geologicas para esta área son propicias para la depositación
de este elemento, teniendo valores en superficie de en algunas
vetas de 0.1 a 10 g/t de Au y 18 y 77 g/t de Ag Lemus (2012).
Conclusiones
Con las edades U-Pb en circones obtenidas de 47.8 ± 0.2 y
49.5 ± 0.2 Ma, se interpretan dos edades de cristalización de
los cuerpos hipabisales, uno en el Eoceno temprano a medio,
relacionado a las estructuras del sistema de fallas San LuisTepehuanes y a la semifosa de Rodeo como contemporáneos
a estos eventos.
Se postula que la mineralización en la fosa tectónica de
Rodeo podría estar asociada al emplazamiento de los cuerpos
datados como Eoceno temprano a medio.
Dado el sistema estructural que predomina y afecta a
la Sierra Madre Occidental, se determina que las estructuras
de rompimiento son propicias para el emplazamiento de
plutones, rocas subvolcánicas y domos que pueden generar
depósitos epitermales
Agradecimientos
Agradecemos al Servicio Geológico Mexicano la oportunidad de presentar este trabajo, y a los ingenieros Enrique
Espinosa, Juan A. Caballero y Eduardo Rivera, por su apoyo.
También, al Dr. Alexander Iriondo por su colaboración
para datar las muestras por U-Pb en circones, en las instalaciones del Centro de Geociencias de la UNAM.
Aguirre, D. G. J. and McDowell Fred W.,1991. The volcanic section
at Nazas, Durango, México, and the possibility of widespread
Eocene volcanism within the Sierra Madre Occidental. Journal of
geophysical research, vol. 96, B8, pp 13373-13388.
Aguirre D. G. J. and Mc Dowell F. W., 1993. Nature and Timing of Faulting
and Synextensional Magmatism in the Southern Basin and Range,
Central-Eastern Durango, Mexico. Bull. Geo. Soc. America, v.105,
p. 1435- 1444.
Aranda-Gómez, J., Henry, C., Luhr, J., 2003. Cenozoic volcanic-tectonic
development of northwestern Mexico–A transect across the Sierra
Acta
de
Sesiones
137
Madre Occidental Volcanic Field and observations on extensionrelated magmatism in the southern Basin and Range and Gulf of
California tectonic provinces. GSA Guidebook for field trips of the
99th annual meeting of the Cordilleran Section of the GSA, March
25-30, UNAM, Inst. Geol.C. Geociencias, Special publication 1, p.
71-121.
Aranda-G, J., Luhr, J. F., Housh, T. B., Valdez M. G., Chávez C. G., 2005. El
volcanismo tipo intraplaca del Cenozoico tardío en el centro y norte
de México: una revisión. Boletín de la Sociedad Geológica
Mexicana, volumen conmemorativo del centenario, temas selectos
de la geología mexicana, tomo LVII, num. 3, p. 187-225.
Araujo y Arena (1986). Estudio Tectónico-Sedimentario en el Mar Mexicano
en Chihuahua y Durango. Bernstein, M., (1964). The Mexican
mining industry, 1890-1950: Albany, New York, State University of
New York Press, 412 p.
Campa, U.M.F and Coney P. J. (1983). Tectonoestratigraphic terranes and
Mineral Resources Distribution in Mexico. Can J. Earth Sci. 20,
p.1040-1051.
Camprubí, A., Gonzalez-Partida, Levresse, G., Trilla, J., y Carrillo-Chavez
A., 2003. Depósitos epitermales de alta y baja sulfuración: una tabla
comparativa. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Tomo
LVI, Núm. 1, p 10-18.
Camprubí, A., González-Partida, E., Iriondo, A., Levresse, G., 2006.
Mineralogy, fluid characteristics and depositional environment of
the Paleocene low-sulfidation epithermal Au-Ag deposits of the El
Barqueño district, Jalisco, Mexico. Econ.Geology 101.
Camprubí A., Albinson T., (2006), Depósitos epitermales en México:
actualización de su conocimiento y reclasificación empírica. Bol.
Soc. Geol. Mex., Vol. Conm. Centenario, Revisión de algunas
tipologías de depósitos minerales, Tomo LVIII, Núm. 4, pp 27-87.
Camprubí (2010). Criterios para la exploración minera mediante
microtermometría de inclusiones fluidas. Bol. Soc. Geol. Mexicana,
Volumen 62, Núm. 1, p 25-42.
Coney, P. J. (1987), The regional tectonic setting and possible causes of
Cenozoic extension in the North American Cordillera, in Coward,
M. P., Dewey, J. F., and Hancock, P. L., eds., Continental extensional
tectonics: Geological Society of London Special Publication
No. 28, p. 177–186.
Córdoba, M. A D. (1988). Estratigrafía de las rocas volcánicas de la región
entre Sierra de Gamón y Laguna de Santiaguillo. Estado de Durango.
Rev. Inst. Geología, UNAM; Vol. 7, p, 136-147.
Damon, P. E., Shafiqullah, M., Clark, K. F., 1981. Evolución de los arcos
magmáticos en México y su relación con la metalogénesis. Rev. Inst.
Geol. UNAM, V. 5 núm. 2.
Dávila M., Whiting, B., Betancourt J. y Flores J., 2010. Exploraciones del
proyecto Coneto: Coneto de Comonfort, Durango, México.
Devlin, B., Castro, L., Walton, G. 2009. Distrito minero de Guanaceví
Durango in K.F.Clark y G.A. Salas-P., (sds.). A Special insive
Devoted to the Geology and
Mineral Deposits of Mexico:
Econ. Geol., Endeavour Silver Corp. Vancouver, Can. p, 575-581.
Dickinson W. R., 2002. The Basin and Range Province as a Composite
Extensional Domain. International Geology Review Vol. 44, p. 1-38.
Ferrari, L., Valencia-Moreno, M., Bryan, S., 2005. Magmatismo y tectónica
en la Sierra Madre Occidental y su relación con la evolución de la
margen occidental de Norteamérica. Bol. Soc. Geol. Mex.,
Vol. Conm. del Centenario, Tomo LVII, núm 3.
Harder, V.M, (1987), Fission tracks in fluorite and apatite with geologic
applications: Unpublished ph.D. dissertation, El Paso, of Texas, 82 p.
Hedenquist, J.W., White, N.C., (2005), Course on epithermal gold-silver ore
deposits, characteristics, interpretation and exploration, PDAC and
SEM, Canada, 88 p.
ed .
138
Loza-Aguirre I, Nieto-Samaniego A, F. Alaniz-Álvarez S, A. e Iriondo
A., 2008. Relación estratigráfica-estructural en la intersección del
sistema de fallas San Luis-Tepehuanes y el graben de Aguascalientes,
México central. Rev. Mex. Ciencias Geol., vol. 25-3.
Lemus B. O., 2012. Exploración geológica del área El Refugio, Durango
México. Tesis de Maestría, Universidad de Chile, 116 p.
Luhr J. F, Henry Ch. D, Housh T. B, Aranda-Gómez J. J y Mclntosh W. C.,
2001. Early extension and associated mafia alkalic volcanism from
the southern Basin and Range Province: Geology and petrology
of the Rodeo and Nazas volcanic fields, Durango, México. GSA
Bulletin, v 113, no. 6 p. 760-773
Mc Dowell F. W, Keiser P. R. (1977). Timing Of Mid-Tertiary Volcanism In
The Sierra Madre Occidental Between Durango City And Mazatlan,
México. Bull. Geo. Soc. America, v.88, p,1479-1487
Mc Dowell, F. W., and Clabaugh, S. E., (1979). Ignimbrites of the Sierra
Madre Occidental and their Relation to the Tectonic History of
Western Mexico. In Ash-flow tufos. Edited by Charles E.
Chapin and Wolfaugh E, Elstón. Geological Society
of
America, Special Paper 180, pp. 113-124
Nieto S. A. F, Alaniz A. S. A Camprubí A. 2005. La Mesa Central de México:
Estratigrafía, estructura y evolución tectónica cenozoica, Bol. Soc.
Geol. Mex., Volumen Conmemorativo del Centenario,
Tomo LVII, num 3, p. 285318.
Silberman, M. L., Stewart, J. H., McKeen, E. H., (1976), Igneous activity,
tectonics and hydrothermal precious-metal mineralization in the
Great Basin during Cenozoic time: AIME Transactions, 260,
p. 253-263.
tectónica de
Rodeo, Durango
Silva-Romo, G., 1996, Estudio de la estratigrafía y estructuras tectónicas de
la Sierra de Salinas, Edos. de S. L. P. y Zac.: UNAM, Fac. Ciencias,
Tesis de Maestría, p.139.
Sillitoe, R.H., 1977. Metallic mineralization affiliated to subaerial volcanism:
areview. in Volcanic Processes in Ore Genesis: G Genesis: Geol.
Soc. London Special Publ. 7.
Sillitoe, R.H., Hedenquist, J.W., (2003), Linkages between Volcanotectonic
Settings,Ore- Fluid Compositions, and Epithermal Precious Metal
Deposits:Society of Economic Geologists, Special Publication
Series, 10, 314-343.
Solari, L. A., Gómez-Tuena, A., Bernal, J.P., Pérez-Arvizu, O., Tanner, M.,
2009. U-Pb zircon geochronology with an integrated LA-ICPMS
microanalytical workstation: achievements in precision and accuracy.
Geostandards and Geoanalytical Research Vol. 34 - N1 p 5-18.
Tuta, Z.H., Sutter, J.F., Kesler, S.E., y Ruyz, J., (1988). Geochronology of
Mercury, Tin, and Fluorine Mineralization in Northern México, in
K.F. Clark y G.A. Salas-P., (sds.). A Special issue Devoted
to the Geology and Mineral Deposits of Mexico. Economic Geology,
V 83, No,8, p. 1932-1942.
White, N. C., Leake, M. J., McCaughey, S. N., Parris, B. W., (1995).
Epithermal gold deposits of the southwest Pacific. Journal of
Geochemical Exploration, v. 54, p 87-136.
Wilkinson (2001), Fluid inclusion in hydrothermal ore deposits: Lithos 55
p 229-272
Héctor López Loera, David Ernesto Torres Gaytan, Mario Vizcarra López, Vsevolod Yutsis, Edgardo Espinoza
139
Resultados preliminares de la exploración geológica-geofísica, en la zona del
Milagro de Guadalupe, municipio de Guadalcazar, San Luis Potosí
Héctor López Loera1*, David Ernesto Torres Gaytan1, Mario Vizcarra López2, Vsevolod Yutsis1, Edgardo Espinoza3
1
Instituto Potosino de Investigación Científica y Tecnológica A,C., División de Geociencias Aplicadas.
Camino a la presa Sn. José 2055, Lomas 4ª sección, San Luis Potosi 78216, SLP.
2
Consultor Geofísico.
3
Baja Drilling.
* Email: [email protected]
Resumen
Se presentan los resultados preliminares de una exploración geológica-geofísica del lote
“Los Amigos” (3,976 Has.), ubicado en la zona del poblado del Milagro de Guadalupe,
al centro norte del estado de San Luis Potosí, en los límites con el estado de Nuevo León.
La zona de estudio se encuentra emplazada en la zona de debilidad de las paleogeografías
de la Plataforma Valles-San Luis Potosí y la Cuenca Mesozoica del Centro de México. El
área presenta características geológicas similares a los yacimientos de cerro San Pedro y
Santa María de La Paz, S.L.P. Aeromagnéticamente la zona muestra una anomalía dipolar
normal de grandes dimensiones (>180 km2), similar a la que se presentan en otros distritos
mineros como Concepción del Oro, Melchor Ocampo, Noche Buena, etc. Los trabajos de
reconocimiento geofísico terrestre (magnetometría) muestran la existencia de al menos 14
anomalías magnetométricas asociadas a la presencia de un intrusivo en el subsuelo. En
dos de las anomalías magnéticas se realizaron estudios geofísicos de detalle consistentes
en perfiles de magnetismo, gravedad, resistividad eléctrica y cargabilidad (polarización
inducida), mostrando anomalías que se interpretaron asociadas a un intrusivo. Al momento
se han barrenado dos localidades, asociadas a anomalías geofísicas. Uno de los barrenos
corto una zona de alteración del orden de los 100 m con anomalías geoquímicas de Au y Cu.
Abstract
We present preliminary results of a geological-geophysical exploration of “Los Amigos” mining
property (3,976 Has.) located at the small town of the Milagro de Guadalupe, on the northcentral part of San Luis Potosi State, on the limits with the state of Nuevo Leon. The study
area is located in the weakness zone that comprise the limits between two paleogeographical
provinces the Valles-San Luis Potosi Plataform and the Mesozoic Basin of Central Mexico.
After field reconnaissance it is evident a geological similarity between the Milagro de Guadalupe
area with deposits like Cerro de San Pedro and Santa María de la Paz, both in San Luis Potosí
State. Aeromagnetically the area shows a large normal dipole anomaly (>180 km2), similar to
that presented in other mining areas like Concepcion del Oro, Melchor Ocampo, and Noche
Buena, amongst others. Terrestrial geophysical reconnaissance work (magnetics) shows
the existence of at least 14 magnetic anomalies associated with the presence of an underground
intrusive body. In two of the magnetic anomalies, we carried out gravity, magnetics, resistivity
and cargability (Induced Polarization) profiles, most showing anomalies associated with
an intrusive body at depth. At the moment two drill holes have been performed, one in the
southern part and other at the northeast of our study area. The southern drill hole cut about 100 m
of alteration with Au and Cu geochemical anomalies.
Introducción
La División de Geociencias Aplicadas del Instituto Potosino
de Investigación Científica y Tecnológica A.C. (IPICYT),
inició en el 2003 un proyecto cuyo objetivo era localizar zonas
con posible interés minero en el estado de San Luis Potosí,
para ello realizó primero un estudio enfocado a conocer las
características aeromagnéticas de las zonas mineras ubicadas
en los estados de Zacatecas, San Luis Potosí, Coahuila,
Acta
de
Chihuahua y Durango. Esta fase del estudio demostró que los
distritos mineros estudiados estaban asociados con anomalías aeromagnéticas de características dipolares normales
(alto magnético al sur y bajo magnético al norte) (Fig. 1).
Con esta hipótesis se analizó la información geofísica del estado de San Luis Potosí y se encontró una
anomalía aeromagnética que cumplía con las características
ed .
140
Resultados preliminares de la
exploración geológica - geofísica , en la zona del
Milagro de Guadalupe
Figura 1. Mapa aeromagnético de algunos distritos mineros. Nótese la dipolaridad normal de las anomalías magnéticas aéreas.
de las zonas mineralizadas. Esta zona se localizó a 4 km al
noreste del poblado Milagro de Guadalupe, Municipio de
Guadalcazar, S.L.P. y a 11 km de la carretera federal 57, km
120 S.L.P.- Matehuala (Fig. 2)
El Consejo de Recursos Minerales, CRM (hoy Servicio
Geológico Mexicano), publicó en 2004 el informe de la carta
geológico-minera “El Milagro de Guadalupe, F14-A45,
escala 1:50,000, Estados de San Luis Potosí y Nuevo León”
en donde mencionan en base a los estudios realizados que
la zona tiene posibilidades de tener un yacimiento polimetálico (Cu, Pb, Zn, Au y Ag) de potencial económico. En dicho
informe muestran anomalías geoquímicas de Pb, Cu y Au,
que coinciden con nuestra zona de estudio. Martinez (1971)
realizó un estudio geológico del área El Milagro-Villa de
Guadalupe, en donde define una columna estratigráfica para
la zona, también realiza un análisis químico de las muestras colectadas, dando plata 65 g/T, arsénico 1.9% y plomo
2.6%. Moreira (comunicación personal, 2006) menciona
haber realizado estudios de las características geoquímicas
de los intrusivos de Santa María de La Paz, El Milagro de
Guadalupe y Cerro de San Pedro, encontrando características
muy similares entre ellos.
Metodología
Los estudios de exploración geofísica, idependientemente
del objetivo, se deben de realizar por etapas, iniciando con
la etapa de reconocimiento, semidetalle y finalizando con el
detalle. En nuestra zona de estudio la etapa de reconocimiento
estuvo constituida por el análisis e interpretación de la magnetometría aérea, la cual fue realizada por el CRM en 1998, con
líneas en dirección norte-sur y con espaciamiento entre ellas
a cada 1000 m. El vuelo fue tipo de contorno a una altura de
300 m sobre el nivel del terreno. Esta información fue adquirida del CRM en un formato digital tipo x, y, z. Con el fin
de eliminar el efecto del núcleo terrestre se le aplicaron a los
datos el Campo Magnético de Georeferencia de 1995 (IGRF,
por sus siglas en inglés) obteniéndose de esta manera un mapa
del Campo Magnético Residual (CMR, Fig. 3).
Al CMR se le aplicó el algoritmo matemático de
Baranov y Naudy (1964) mejor conocido como Reducción
al Polo (CMRP), Fig. 4. Dicho filtro hace el símil de mover
nuestra zona de estudio al polo norte, en donde la inclinación
es de 90° y la declinación de 0°, por lo que las anomalías se
van a ubicar sobre las fuentes que las producen.
El CMRP, pierde la dipolaridad que se puede observar
en el CMR, ya que hacemos que nuestra área de trabajo de
ubique en el polo norte. A este CMRP se le aplicaron los
filtros de Henderson y Ziets (1949), conocidos como primera
y segunda derivada (Fig. 5), con el fin de conocer zonas de
alto gradiente y lineamientos magnéticos. También a los
datos se les aplicó el algoritmo de Henderson (1970) conocido como Continuación Ascendente, con el fin de eliminar
141
Figura 2. Localización geográfica del área de estudio El Milagro de Guadalupe, Municipio de Guadalcázar, SLP.
Figura 3. Mapa con la configuración del CMR y las dimensiones del dipolo en el área de “El Milagro de Guadalupe”.
Acta
de
ed .
142
Figura 4. Mapa de Campo Magnético Reducido al Polo.
ruidos superficiales y observar respuestas de fondo (Fig. 6).
Los datos fueron estudiados además con el algoritmo de
Nabihigian (1972) identificado como Señal Analítica, con el
fin de conocer los límites horizontales de los cuerpos fuente
de las anomalías Con todos estos algoritmos se pudo conocer
no sólo los dominios aeromagnéticos, los cuales se definen
como zonas con susceptibilidades magnéticas (capacidad
de una roca de adquirir magnetización) muy similares, sino
que también se conocieron los lineamientos los cuales se
correlacionan con la estructura tectónica de la zona.
Con el fin de tener una idea más clara de las dimensiones del intrusivo interpretado, se realizaron modelos en
2D y cálculos de la profundidad con el algoritmo de Euler
(Thompson,1982).
Posteriormente a la magnetometría aérea, se realizó
una primera etapa de reconocimiento magnético terrestre,
con secciones cada 500 m y estaciones de lectura cada 50
m. En la porción NE de nuestra zona de estudio se realizaron
estudios de semidetalle con secciones a cada 250 m y estaciones de lectura cada 25 m (Fig. 7).
A los datos obtenidos del CMT, se les aplicó un filtro y se
obtuvieron datos del campo residual. La configuración del
CMR, muestra la existencia de una serie de zonas anómalas
que se interpretaron asociadas a cuerpos intrusivos en el
subsuelo (Fig. 8).
En dos de las zonas que resultaron anómalas magnéticamente se efectuaron secciones de detalle geofísico, con
métodos magnéticos, gravimétricos y eléctricos de resistividad
y cargabilidad (polarización inducida), utilizando metodologías de sondeo eléctrico vertical y de gradientes (Fig. 9).
Con los datos de detalle geofísico en las secciones se programaron dos barrenos con recuperación de núcleo.
Cabe mencionar que en las zonas anómalas geofísicamente estudiadas no existen afloramientos.
Resultados
El procesamiento, análisis e interpretación de la información
aérea, permitió identificar una anomalía de características
regionales (>180 km2) asociada a un cuerpo intrusivo.
La magnetometría terrestre permitió identificar 14 anomalías
asociadas a cuerpos intrusivos (Fig. 10).
Los estudios de detalle magnético, gravimétrico, eléctrico de resistividad y cargabilidad, permitieron identificar
claramente la asociación de anomalías geofísicas con un
intrusivo en el subsuelo.
De los dos barrenos programados, uno de ellos
ubicado en la porción centro sur del área de estudio (Fig. 10),
corto una alteración con una longitud mayor a 100 m con
anomalías geoquímicas de Au y Cu. (Tabla 1).
143
Figura 5. Mapa de la Primera Derivada Vertical de la Reducción al Polo Continuada Ascendentemente 500 m.
Se muestran los lineamientos aeromagnéticos asociados a los gradientes.
Figura 6. Mapa Continuado Ascendentemente 250 m de la Segunda Derivada Vertical. En donde se observan
los dominios magnéticos asociados con la geología del lugar.
Acta
de
ed .
144
Figura 7. Mapa de las secciones de Magnetometría Terrestre, levantadas a 500m y 250m.
Figura 8. Configuración del Campo Magnético Residual (CMR)
145
Figura 9. Perfil Geofísico 1 que muestra en a) el Campo Magnético Residual y Gradiente Horizontal, b)
Anomalía residual de Bouguer 2.4 g/cm3, c) Perfilaje de Gradiente de resistividad y en d) de cargabilidad.
f) Proyección del barreno 1 S.
Acta
de
ed .
146
*
*
*
Figura 10. Mapa de la Señal Analítica, en donde se observan las anomalías asociadas con cuerpos intrusivos. La línea blanca es una sección geofísica de
detalle. Ubicación barrenos ( ).
*
Tabla 1. Se muestran los valores del barreno 1 sur.
13-EMS-01
DE
A
INT
LIT
Au g/t
Ag gr/t
As g/t
Cu %
Pb %
Zn %
554.55
691.80
137.25
Porfido
Mz
0.061
0.226
4.991
0.028
0.001
0.002
561.40
655.85
94.45
Porfido
Mz
0.080
0.270
5.538
0.036
0.001
0.003
561.40
609.05
47.65
Porfido
Mz
0.101
0.251
2.527
0.042
0.000
0.002
INCLUYE
13-EMS-01
INCLUYE
13-EMS-01
INCLUYE
13-EMS-01
653.65
655.85
2.20
Porfido 0.244
Mz
Conclusiones
1. Se identificó una zona con posibilidades mineras, en
base a estudios geofísicos.
2. El análisis aeromagnético de los distritos mineros señala
que los intrusivos asociados a mineralización presentan
características de anomalías dipolares normales.
0.405
3.
2.477
0.120
0.000
0.001
La zona estudiada muestra 14 anomalías magnéticas
terrestres interpretadas como asociadas a posibles
cuerpos intrusivos mineralizadores.
1. Consejo de Recursos Minerales, 2004. Sánchez B. G., De La Calleja M.,
A. Informe de la carta Geológico-Minera El Milagro de Guadalupe,
clave F14-A45, escala 1:50,000, Estados de San Luis Potosí y Nuevo
León. 61 p.
2. Baranov, V., y Naudy, H., 1964. Numerical calculation of the formula of
reduction to the magnetic pole. Geophysics, 29, 67-79.
3. Henderson, R. G. y Zietz, I., 1949. The computation of second vertical
derivatives ofgeomagnetic fields. Geophysics, 14, 508-516.
Acta
de
147
4. Hendesron, R. G., 1970. On the validity of the use of upward continuation
integral for total magnetic intensity data. Geophysics, 35, 916-919.
5. Martinez, R. V.J., 1971. Estudio geológico del Área El Milagro-Villa de
Guadalupe, Municipio de Guadalcazar y Villa de Guadalupe, S.L.P.
Geo, y Met. Núm. 35-36, pp 43-78.
6. Nabighian, M. N., 1972. The analytic signal of two-dimensional magnetic
bodies with poligonal cross section. Geophysics 37, 507-517.
7. Thompson,D. T., 1982. EULDPH: A new technique for making computerassisted depth estimates from magnetic data, Geophysics, 47,
pp. 31–37.
ed .
148
Resultados Del Convenio Sgm-Gobierno De Oaxaca, En La Elaboración De La Cartas Geológico-Mineras Y Geoquímicas
Resultados del Convenio SGM-Gobierno de Oaxaca, en la elaboración de la cartas
geológico-mineras y geoquímicas Santa Ana Tavela y Santiago Astata
José Antonio López Ojeda*, Vicente Gámez Ordaz
Servicio Geológico Mexicano
Resumen
Como parte del Plan Estatal de Desarrollo 2011-2016, el Gobierno del Estado de Oaxaca, y
el Servicio Geológico Mexicano firmaron un convenio de colaboración el 22 de noviembre
del 2011. Entre las actividades se incluía la elaboración de las cartas geológico-mineras y
geoquímicas Santa Ana Tavela (E15-C61) y Santiago Astata (D15-A11). Estás se localizan
en la porción sureste del estado de Oaxaca, y cubren una superficie conjunta de 1,483 km2.
La carta Santa Ana Tavela se ubica en la provincia Sierra Madre del Sur, y la Santiago Astata
en la Planicie Costera. En la clasificación de terrenos tectonoestratigráficos, la primera se
ubica en el Terreno Juárez y la segunda en los terrenos Juárez y Xolapa.
En Santa Ana Tavela se diferenciaron doce unidades cuyas edades van del Jurásico superior
al Reciente, se destaca la Formación Laollaga, como la mejor roca receptora de soluciones
minerales, las fallas de orientación NW, también se consideran guias en la prospección de
depósitos minerales.
Se definieron seis áreas mineralizadas, siendo Cerro del Oro la de mayor interés
geológico-minero. El área ha sido objeto de estudios, como el de La Gitana Gold-Silver
Project, 2006, en el que se definen dos franjas sub-paralelas orientadas al noroeste. La
primera, Cerro di Oro, como un sistema de brecha-vetas paralelas y stockwork con 1.5 km
de longitud, y hasta 300 m de ancho, con oro y plata (electrum y acantita) embebidas en
cuarzo. La segunda, La Gitana, corresponde a un sistema de vetas con 5 km de longitud
y hasta 50 m de ancho, con mineral de plata-oro y vetillas con sulfuros de metales base.
Ambas estructuras emplazadas en rocas vulcanoclásticas de la Formación Laollaga. En este
estudio se identificó mineralización de oro del orden de 0.25 a 27.8 g/t y plata de 5 a 2,330 g/t,
a profundidades de hasta 400 m y longitudinalmente al menos en 1,500 m. En superficie las
muestras en general reportaron bajos valores, de ahí que la importancia de conocer el papel
que juegan los controles estratigráficos y estructurales que se definieron, y que indican que
la andesita, la dacita y la riolita de la Formación Laollaga es la roca de caja preferente; y
que el control estructural que preparó el terreno se deriva del sistema de fallas regionales
con dirección NW. Ambos controles, deben de extrapolarse a las otras áreas en las que los
valores de oro y plata en superficie son similares y no revelan una posible mineralización
económica.
En la carta Santiago Astata, la unidad más antigua es el Complejo Xolapa,
adicionalmente se tiene una secuencia metavulcanosedimentaria del Arco Chontal, caliza
y dolomía de la Formación Teposcolula, las unidades fueron intrusionadas por el Batolito
Ayuta (granito-granodiorita) del Mioceno. Del Holoceno se tiene aluvión, depósitos de
litoral y palustres.
Los yacimientos minerales localizados se agruparon en las áreas mineralizadas
Zimatán y El Buqueron. Con manifestaciones de minerales de tierras raras y titanio, una
operación para la obtención de sal y un prospecto de carbonatos de calcio.
Abstract
As part of the National Development Plan 2011-2016, the Government of the State of Oaxaca,
and the Mexican Geological Service signed a collaboration agreement on November 22, 2011.
The activities included the preparation of maps geochemical and geological-mining Santa Ana
Tavela (E15-C61) and Santiago Astata (D15-A11). These are located in the southeastern portion
of the state of Oaxaca, covering a combined area of 1,483 km2. The map Tavela Santa Ana is
located in the Sierra Madre del Sur physiographic province, and Santiago Astata in the Coastal
Plain. In tectonostratigraphic terrain classification, the first is located on Juárez Terrain and the
second on the terrains Xolapa and Juarez.
In Santa Ana Tavela differentiated twelve units ranging in age from Late Jurassic to
Recent, Laollaga training stands as the best solutions host rock minerals, NW trending faults are
also considered guides in prospecting for mineral deposits.
José Antonio López Ojeda, Vicente Gámez Ordaz
149
Defined six mineralized areas, Cerro del Oro being the most interesting geological and
mining. The area has been studied, such as La Gitana Gold-Silver Project, 2006, which defines two
sub-parallel stripes oriented northwest. The first, Cerro di Oro, as a system of divide-parallel veins
and stockwork with 1.5 km long and 300 m wide, with gold and silver (electrum and acanthite)
embedded in quartz. The second, La Gitana, is a system of veins with 5 km long and 50 m
wide, with silver-gold ore and veinlets with base metal sulphides. Both structures located on
volcaniclastic rocks Formation Laollaga. This study identified gold mineralization in the order of
0.25 to 27.8 g/t, silver from 5 to 2,330 g/t, at depths of up to 400 m longitudinally at least 1,500
m. In general surface sample reported low values, hence the importance of understanding the role
of stratigraphic and structural controls that were defined, which indicate that the andesite, dacite
and rhyolite Formation Laollaga is the rock preferred, and structural control paved the system
is derived from the NW regional fault. Both controls should be extrapolated to other areas
in which the values of gold and silver on the surface are similar and do not reveal a possible
economic mineralization.
In the map Santiago Astata, the oldest unit is Xolapa Complex, additionally has
a Chontal Arc metavulcanosedimentaria sequence, limestone and dolomite of Formation
Teposcolula, the units were intruded by the batholith Ayuta (granite-granodiorite) of Miocene.
Holocene has alluvial deposits, shoreline and marsh.
Mineral deposits are located in the mineralized areas grouped Zimatán and The
Buqueron. With manifestations of rare earth minerals and titanium, an operation for obtaining salt
and a prospective carbonates.
Introducción:
El 22 de noviembre del 2011, el Gobierno del Estado de
Oaxaca y el Servicio Geológico Mexicano firmaron un
convenio de colaboración, que entre otras actividades incluía
el levantamiento de las cartas geológico-mineras y geoquímicas Santa Ana Tavela y Santiago Astata. Este convenio se
enmarca dentro del Plan Estatal de Desarrollo 2011-2016, del
Gobierno de Oaxaca. Los objetivos del levantamiento cartográfico y geoquímico, son el conocimiento geológico de la
región y el determinar zonas con potencial geológico para su
promoción y desarrollo.
Las cartas se localizan en la porcion sureste del estado
de Oaxaca y conjuntamente cubren una superficie de 1,483
km2 (Figura 1).
Figura 1. Plano de localización
Acta
de
La complejidad geológica de la región en donde
se ubican las cartas, ha sido motivo de trabajos de importantes investigadores, realizando estudios a nivel regional
de temas diversos como estratigrafía, estructural, tectónica
y geológico-mineros, entre estos trabajos se pueden citar los
realizados por los siguientes autores.
•
Carfantan realiza varios trabajos a nivel regional de la
tectónica y evolución estructural del sureste de México.
•
Los trabajos de cartografía del SGM, en escalas 250,000
y 50,000.
•
Moran-Centeno, realiza estudios de geocronología y
características geoquímicas de las rocas magmáticas
terciarias de la Sierra Madre del Sur.
•
Tolson G. realiza trabajos con datos petrográficos y
estructurales en la zona de contacto entre los terrenos
Xolapa y Oaxaca.
•
Referente a yacimientos minerales destaca el estudio
de Kikauka, en los trabajos evaluativos del Proyecto de
oro-plata La Gitana.
La metodología usada para el levantamiento cartográfico
es la establecida en el programa cartográfico que realiza el
SGM a nivel nacional, la cual incluye las siguientes etapas.
•
Trabajos de gabinete al inicio de los trabajos: Consisten
de recopilación de información para su selección,
integración y reinterpretación para los fines geológicomineros y geoquímicos perseguidos. Con interpretación
de imágenes de satélite y MDE, para la elaboración del
plano preliminar base para la verificación de campo.
•
Geoquímica de sedimento activo de arroyo: Elaboración y ejecución del programa de sedimentos activos de
arroyo, el cual tiene una densidad aproximada de 5.5 km
por cada muestra colectada.
ed .
150
•
•
Cartografía geológica, como parte medular del
estudio: Levantamientos de datos para la verificación
de contactos, y elaboración de secciones geológicas.
Incluye el reconocimiento geológico minero, con
muestreo representativo de la mineralización de metálicos y no metálicos. Delimitación de zonas, distritos
o provincias mineralizadas, además de la propuesta
de áreas prospectivas. Durante los trabajos se colectan
muestras de esquirlas, de “roca entera”, de petrografía
y de mineragrafía entre otras.
Integración, interpretación y elaboración de informe
y planos finales: Como resultado total del trabajo, se
genera un informe final, que es el texto que acompaña
a la carta geológico-minera, integrada con niveles de
dataciones isotópicas, muestreo, estructural y de yacimientos minerales. Del estudio estadístico del muestreo
de sedimentos de arroyo se generan planos de percentiles de los elementos determinados como indicadores
de la mineralización.
Fisiografía y Terrenos tectoestratigráficos.
La carta Santa Ana Tavela se ubica en la provincia fisiográfica Sierra Madre del Sur, subprovincia Tierras Altas de
Oaxaca y en el Terreno Juárez, mientras que la carta Santiago
Astata se localiza en la provincia de la Planicie Costera y en
los terrenos Xolapa y Juárez, subterreno Arco Chontal.
Geología y yacimientos minerales.
Santa Ana Tavela: La columna estratigráfica está conformada por unidades que van del Jurásico superior al Reciente
(Figura 2).
Las rocas más antiguas presentan efectos de un metamorfismo regional de bajo grado y conforman un paquete de
cuatro unidades asociadas al Arco Chontal, la edad no ha sido
bien definida, y se le considera del Jurásico superior indiferenciado hasta el Cretácico inferior (Albiano).
En el Cretácico superior no existe registro de sedimentación o actividad volcánica, lo que se marca un hiatus
con probable denudación hasta el Paleógeno con el depósito
en paleocuencas de sedimentos finos y clásticos intercalados que conforman a la unidad Limolita-Conglomerado
polimíctico (Tpae Lm-Cgp), del Paleoceno-Eoceno. En el
Mioceno se generaliza el magmatismo en la región que hoy
ocupa la Sierra Madre del Sur, con emisiones de piroclastos
y derrames de la Formación Laollaga (Tm TA-TDa), distribuida ampliamente en la carta, y constituida por andesita,
toba, toba lítica, brecha, y piroclastos de composición andesítica; además de derrames riolíticos y sedimentos calcáreos
de origen lacustre. La actividad volcánica corona con flujos y
depósitos piroclásticos de composición riolítica de la unidad
Riolita-Toba riolítica del Mioceno (Tm R-TR).
En el Mioceno se emplazan rocas cristalinas de composición granítica-granodiorítica (Tm Gr-Gd) y cuerpos de
Figura 2. Plano geológico-estructural de Santa Ana Tavela (E15-C71), Esc. 1:50,000
pórfidos de andesita y dacita (Tm PA-PDa) que afectan a las
unidades antes descritas.Hacia el final del Mioceno se depositaron sedimentos areno-tobáceos y clásticos medianamente
consolidados que constituyen a la Formación El Camarón (Tm
Ar-Cgp). En el Pleistoceno y Holoceno predominan depósitos continentales de grava-arena semiconsolidados y mal
clasificados (Qpt gv-ar), y aluvión en las corrientes principales de la carta (Qho al).
Se reconocieron estructuras de los regímenes de
deformación dúctil y frágil, la primera desarrollada como
foliación penetrativa en las unidades con metamorfismo
de bajo grado del Arco Chontal. La segunda, consiste de
sistemas de fallas normales y laterales que afectan a la mayor
parte de las formaciones, y que se asocia con el desplazamiento del Bloque Chortis hacia el sureste. Como parte de
un régimen frágil, se desarrollaron tres sistemas de fallas
normales, orientadas al NE, NW y N-S; al NW se asocian
los principales prospectos y minas inactivas de la carta. Las
estructuras curvilíneas tienen diferentes dimensiones y están
posiblemente asociadas a intrusivos ocultos y, en algunos
casos, a la presencia de zonas de alteración.
151
Las minas inactivas Mascota 1 y Cerro del Oro; el prospecto Mascota 2, y las manifestaciones Cerro del Oro 2
y Amatista corresponden a las estructuras descritas en el
informe evaluativo La Gitana Gold-Silver Project, 2006,
en el que se definen dos franjas sub-paralelas orientadas al
noroeste. La primera, Cerro di Oro, como un sistema de
brecha-vetas paralelas y stockwork con 1.5 km de longitud,
y hasta 300 m de ancho, con oro y plata (electrum y acantita)
embebidas en cuarzo. La segunda, La Gitana, corresponde
a un sistema de vetas con 5 km de longitud y hasta 50 m
de ancho, con mineral de plata-oro y vetillas con sulfuros
de metales base. Ambos sistemas emplazados en rocas de la
Formación Laollaga (Figura 3).
En el estudio mencionado, que incorpora trabajos y
muestreos a detalle en superficie y obra minera, así como
barrenación de diamante, se identificó mineralización de
oro del orden de 0.25 a 27.8 g/t y plata de 5 a 2,330 g/t, a
profundidades de hasta 400 m y longitudinalmente al menos
en 1,500 m. Las muestras colectadas en las localidades
mencionadas en general reportaron bajos valores, de ahí que
es importante conocer el papel que juegan los controles estra-
Figura 3. Área mineralizada Cerro del Oro.
Se definieron seis áreas mineralizadas: Cerro del Oro,
La Magdalena, Peña Blanca, La Soledad, San Juan y Coyote.
Las estructuras mineralizadas son vetas, y en menor proporción redes de vetillas o stockwork, diseminados y cuerpos
irregulares. En todas las áreas el sistema fue epitermal, en
Cerro de Oro se identificó calcopirita, galena argentífera,
esfalerita, cuarzo, pirita, hematita, magnetita, y goethita. Las
rocas, en general están silicificadas y presentan alteración
sericítica y argílica en terreno con evidente oxidación.
El área Cerro del Oro se localiza en la porción sur
de la carta, las obras y los antecedentes mineros permiten
considerarla como la de mayor interés geológico-minero.
Acta
de
tigráficos y estructurales que se definieron, y que al parecer
indican que la Formación Laollaga es la roca de caja favorable;
y que el control estructural que preparó el terreno es el de dirección NW. Ambos controles deben de extrapolarse a las otras
áreas en las que los valores de oro y plata en superficie son
similares y no revelan una posible mineralización económica
a profundidad. Algunos de los valores obtenidos en los sitios
documentados son los siguientes: Minas inactivas: Cerro del
Oro, 0.041 g/t Au, 3 g/t Ag; Mascota 1, 0.029 g/t Au, y 4 g/t
Ag. Prospecto Mascota 2, 0.65 g/t Au, 66 g/t Ag, 0.15% Cu,
0.39% Pb, y 0.05% Zn. Manifestaciones minerales: Cerro del
Oro 2, 0.6 g/t Au, 11 g/t Ag; Amatista, 0.016 g/t Au, 6 g/t Ag,
ed .
152
Figura 4. Área mineralizada Peña Blanca
Rio Hondo 0.010% Zn, El Águila. 0.015 g/t Au, 5 g/t Ag, San
Carlos (muestras de tres localidades aledañas 0.012, 0.021 y
0.023 g/t Au); La Higuera, 0.049 g/t Au.
El área Peña Blanca se ubica en la parte central de la
carta, la roca de caja corresponde a la secuencia metavulcanosedimentaria del Arco Chontal; tobas andesíticas-dacíticas de
la Formación Laollaga, cristalinas (granítica-granodiorítica),
y limolita-conglomerado polimíctico del Paleoceno-Eoceno
(Figura 4).
Se identificó el prospecto Peña Blanca y once manifestaciones de mineral y se delimitaron las alteraciones El
Bejuco, El Alacrán, Juchatengo y Río Cimiento. No existen
obras mineras, sólo se localizaron pequeñas catas de tipo
exploratorio.
La localidad de mayor importancia, por las leyes reportadas y alojarse en la Formación Laollaga es Peña Blanca,
conformada por zonas de alteración con diseminación de
pirita y hematita y sílice en fracturas y vetillas. Se tomaron
muestras en tres localidades periféricas; en la principal la ley
varía de 0.3 a 0.9 g/t Au, a los 180 m, de 0.030 g/t Au; a
170 m, 0.10 g/t Au y en la muestra colectada a 250 m, 0.3
g/t Au. En todas, la plata reportó de 7 a 15 g/t. En la veta El
Manguito 2, en 0.5 m se obtuvo un valor de 0.40 g/t Au y 5
g/t y Ag. En el resto de las localidades las leyes no fueron
significativas ni anómalas.
El área La Soledad se localiza en el cuadrante noreste
de la carta, en donde las estructuras se emplazan en la
Formación Laollaga, y en granito-granodiorita (Figura 5).
Se identificaron los prospectos La Soledad, Agua Santa, y
El Murciélago, y cinco manifestaciones minerales. Los prospectos La Soledad, y Agua Santa se alojan en la Formación
Laollaga; el primero se considera un cuerpo diseminado en un
área de 10 x 50 m con valores anómalos de oro (0.01 a 0.8 g/t).
En Agua Santa y debido a la escala se agrupó con seis
localidades en donde se colectaron muestras próximas al
punto principal. Se trata de vetas y vetillas (stockwork) de
cuarzo, con pirita diseminada. Los valores en algunos de los
sitios se consideran anómalos con hasta 0.027 g/t Au y trazas
de Pb-Zn. En El Murciélago están expuestas dos vetas de 0.5
a 1.7 m alojadas en granito, en la primera las muestras dieron
hasta 0.011 g/t Au, y 0.01% Zn, la segunda, que es paralela
y a 140 m de la anterior, el valor de una muestra dio 0.47 g/t
Au, con 73 g/t Ag, así como trazas de Pb-Zn. El resto de las
localidades son de menor interés.
El área San Juan se localiza en el sector suroeste de
la carta, la mayoría de las estructuras se alojan en la unidad
Lm-Cgp, en las secuencia metavolcánica y metavulcanosedimentariay en andesita de la Formación Laollaga.
Se determinaron los prospectos Cueva de León y Ojito
de Agua, doce manifestaciones de mineral y se delimitaron
las alteraciones El Cuachalalate y El Crucero. En Cueva de
Figura 5. Área mineralizada La Soledad.
León existe un intenso ramaleo de vetillas de cuarzo y pirita.
En dos sitios muestreados los valores son de 0.042 y 0.20 g/t
Au. La veta en Ojito de Agua tiene 15 m de espesor a lo largo
de 100 m con valores ligeramente anómalos de Au que van
de 0.009 a 0.046 g/t. En las áreas Coyote, y La Soledad no se
identificaron prospectos de interés, y en las manifestaciones
presentan bajos valores.
Santiago Astata.- Las unidades identificadas abarcan un
rango comprendido entre el Jurásico y el Reciente (Figura 6).
La unidad más antigua corresponde al Complejo
Xolapa (JK(?) CM) consiste principalmente de ortogneis y
metagranito. Las rocas del Arco Chontal, están representadas
por una secuencia metavulcanosedimentaria (Js(?) MVS).
Cubierta discordantemente, por la Formación Teposcolula
(Kace Cz-Do), constituida por brecha intraformacional en
estratos medios a gruesos en la base y caliza masiva hacia la
cima; la edad en base a su contenido faunístico es AlbianoCenomaniano. Las unidades mencionadas se encuentran
intrusionadas por el Batolito Ayuta de composición granitogranodiorita (Tm Gr-Gd), datado por el método Rb-Sr, en
biotita, con edad de 20.9 ± 4 Ma, perteneciente al Mioceno.
Del Holoceno se diferenciaron tres ambientes sedimentarios:
Aluvión (Qho al); Litoral (Qho li) y Palustre (Qho pa). El
dominio dúctil se presenta como foliación penetrativa en el
Complejo Xolapa, y rocas del Arco Chontal, con desarrollo
de milonitización a lo largo de la falla Chacalapa (lateral
izquierda) y orientación E-W. El dominio frágil lo conforman
sistemas de fallas normales que presentan direcciones al NW
y NE, algunas de ellas con desplazamiento lateral. Se identificaron los lineamientos curvos Papelote 1 y Las Cañas,
asociados a cuerpos intrusivos.
Los yacimientos minerales se agruparon en las áreas
mineralizadas Zimatán y El Buqueron (Figuras 8 y 9). Los
cuales corresponden a manifestaciones minerales de tierras raras
y titanio, una operación para la obtención de sal y un prospecto
de carbonatos.
El área mineralizada Zimatán se localiza en el sector
occidental de la carta en donde se documentaron yacimientos
magmáticos, en diques pegmatíticos y de diabasa, además
de acumulaciones mecánicas depositadas en zona de litoral
(Figura 7).
Los muestreos realizados en los diques para la identificación de minerales preciosos y básicos dieron resultados
muy bajos, en tierras raras y titanio en algunos casos se
pueden considerar anómalos. Los de mayor interés son los
depósitos de concentración mecánica depositados en la zona
de litoral.
En el prospecto Playa Grande se identificó una superficie de aproximadamente 110,000 m2, con magnetita y rutilo.
Los resultados del muestreo reportaron valores de 0.056%
TR, y 1.10% Ti. En Barra de la Cruz, también de forma irregular, en una superficie de aproximadamente 900,000 m2,
con magnetita, cuarzo, feldespato, plagioclasa y granate; las
leyes promedio obtenidas son de 0.062% TR, y 1.84% Ti.
El área El Buqueron se localiza en el sector nororiental
de la carta, con una manifestación mineral, un depósito de
concentración mecánica; un banco de caliza y una salina en
operación (Figura 8).
El prospecto Playa Estrella, se considera con una superficie de 750,000 m2, los valores promedio obtenidos son de
0.052% TR y 1.3% Ti. En El Rosario el potencial es por
sales de sodio, se ubica en las inmediaciones de la Salinera
El Rosario que opera intermitentemente con una producción
es de 40 t/semanales, en tres muestras colectadas, se obtuvo
valores en promedio de 28.30% Na, 0.045% K, 0.14% Mg,
en boro y litio los valores son menores a 10 ppm.
Acta
de
153
En la esquina noreste, la carta cubre parte de las 260
hectáreas que abarca el “Estudio Geológico Evaluativo
de Caliza San Pedro Huamelula, Oaxaca”. En ese trabajo
se colectaron 80 muestras, de las cuales veinte se ubican
en la carta, obteniendo valores promedio de 0.19% Al2O3;
51.17% CaO (93.59% CaCO3) 0.11% Fe2O3; 0.08 K2O;
2.09% MgO; 0.03 Na2O; PxC= 42.0%; y 2.59% SiO2. Por
el contenido de sílice no es apta para elaboración de cal
hidratada; por lo cual es recomendable para carbonato de
Figura 6. Carta Santiago Astata (D15-A11), Esc. 1:50,000.
calcio por sus múltiples aplicaciones, entre las que se tienen
las agrícolas, en donde la norma solicita valores mayores a
1.5% de MgO. Alternativamente, las pruebas físicas preliminares señalan que se trata de materiales de excelente calidad
para utilizarlos como base y sub-base hidráulica, terraplén
y subrasante o agregado para carpeta asfáltica e hidráulica en carreteras y obras civiles. Por su alta resistencia a
la abrasión es excelente para sello en carpetas de concreto
hidráulico. Además, puede ser empleada como piedra de
mampostería en cimentaciones y muros de retención por su
alta resistencia a la compresión y al intemperismo.
Resultados:
•
Se cumplieron con las expectativas de los levantamientos geológicos- mineros y geoquímicos, con la
identificación y delimitación de ocho áreas mineralizadas: Seis en la carta Santa Ana Tavela y dos en la
carta Santiago Astata.
•
En la carta Santa Ana Tavela, se identificaron estructuras y mineralización de oro-plata y metales bases,
asociados a un sistema de origen hidrotermal.
•
Con la información conocida del área Cerro del Oro,
y los datos obtenidos de los levantamientos y mues-
ed .
154
Figura 7. Área mineralizada Zimatán.
•
•
•
treos realizados, se definieron al menos dos controles
de la mineralización; el de roca de caja, secuencia
vulcanoclásticas de la Formación Laollaga, y el control
estructural, asociado a fallas regionales de dirección
NW.
Estas condiciones se presentan en otras de las áreas
identificadas, con lo que se abren posibilidades de prospección en las mismas.
Para la carta Santiago Astata la mineralización de
metales preciosos y bases no es evidente, quedando
abiertas las posibilidades de prospección minera en los
depósitos por concentración mecánica con valores de
Li y TR.
De igual forma, el potencial de la caliza-dolomía de la
Formación Teposcolula, es un recurso importante para
la obtención de materia prima para la industria agrícola o en la de construcción dadas sus propiedades.
Conclusiones:
1.- Se realizó el levantamiento geológico-minero de 1,483
km2, 987 en Santa Ana Tavela y 496 km2 para Santiago
Astata.
2.- En Santa Ana Tavela se diferenciaron 12 unidades
litoestratigráficas, en tanto que para Santiago Astata
fueron siete unidades.
3.- En ambas cartas se identificaron estructuras de los regímenes dúctil y frágil
4.- En Santa Ana Tavela se identificaron y diferenciaron
seis áreas, con mineralización de minerales preciosos
y menormente básicos, en cuerpos vetiformes, stoc-
Figura 8. Área mineralizada El Buqueron
5.- 6.- 7.- 8.- 9.- kwork, diseminados e irregulares alojados en al menos
tres unidades. Considerándose la mejor roca de caja la
Formación Laollaga: estructuralmente el fracturamiento
y fallamiento de dirección NW se considera el más favorable para contener mineralización.
Los bajos valores que se pueden obtener en superficie
no son del todo representativos. En el área Cerro del
Oro los valores de superficie se consideran en general
bajos, sin embargo mediante barrenación se identificaron leyes de alto valor.
Los valores geoquímicos de las muestras de sedimento
de arroyo definen que los elementos indicadores de la
mineralización son: As, Cu, Pb, Zn, Co, Ni, Ti y Au, Pb.
Las anomalías más importantes por oro coinciden con
las áreas mineralizadas La Soledad y Cerro del Oro.
En la carta Santiago Astata, no se reconocieron condiciones favorables para la depositación de minerales
preciosos, el contexto geológico presenta mayores perspectivas en los depósitos de placer o de concentración
mecánica con contenidos de Li y TR.
Otro recurso lo representan las rocas sedimentarias de
la Formación Teposcolula, de las cuales es factible la
obtención de carbonatos y su uso en la industria de la
construcción.
La interpretación estadística de las muestras de sedimento de arroyo, señala la asociación Cu-Zn. La
distribución del Ti presenta contenidos geoquímicos
altos de 2,038 ppm a 3,615 ppm en las porciones norte,
noreste y occidental de la carta.
Agradecimientos
A los Ings. Raúl Ríos Cruz, y Enrique Espinosa A., Director
General y Subdirector de Geología del SGM, por el apoyo
brindado para la elaboración del trabajo. A las brigadas de
cartografía de la O. R. Sur, coordinadas por el Ing. Vicente
Gámez Ordaz, encargados de los levantamientos de campo y
trabajos de gabinete.
Campa U.M.F. and Coney P., 1983. Tectonostratigraphic terranes and
mineral resource distributions in Mexico. Department of Goescience,
University of Arizona, Tucson, USA. Canadian Journal. Earth
Science, Vol. 20, Pp.1040-1051.
Carfantan J.C., 1981. Evolución estructural del sureste de México;
paleogeografía e historia tectónica de las zonas internas mesozoicas.
Instituto de Geología, UNAM. Revista Mexicana de Ciencias
Geológicas, Vol. 5, No. 2. pp. 207-216.
Carfantan J.C., 1983. Les ensembles geologiques du Mexique meridional.
Evolution geodynamique durant le Mesozoique et le Cenozoique:
Geofísica Int., 22, 9-37.
Acta
de
155
Loaeza G.J.P., Fitz B. C., 2006. Informe geológico-minero de la carta Santo
Domingo E15-C64, escala 1:50,000, estado de Oaxaca. Servicio
Geológico Mexicano.
Morán Z.D.J., Duncan J.K., Martiny B. y González T.E., 2009. Reassessment
of the Paleogene position of the Chortis block relative to southern
Mexico: hierarchical ranking of data and features. Instituto de
Geología, UNAM. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, Vol. 26, No. 1, pp. 177-188.
Kikauka A., Geo P., 2006. Exploration Results for the La Gitana Gold-Silver
Project Oaxaca, Mexico. Chesapeake Gold Corp.
Tolson J. G., Solís-Pichardo G., Moran-Zenteno D., Victoria-Morales A.,
Hernandez-Treviño J. T. 1993, Naturaleza petrográfica y estructural
de las rocas cristalinas en la zona de contacto entre los terrenos
Xolapa y Oaxaca, región de Santa María Huatulco, Oaxaca en
Delgado Argote, L.A., Martín Barajas, A. (eds.), Contribuciones a
la Tectónica del Occidente de México: Unión Geofísica Mexicana,
Monografía 1, 327-349.-Tolson J. G. (2005). La falla Chacalapa en
el sur de Oaxaca. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana,
vol. LVII, núm. 1, pp. 111-122 Sociedad Geológica Mexicana, A.C.
ed .
156
Peñasquito:
crónica del descubrimiento , características del depósito y criterios de exploración .
Peñasquito: crónica del descubrimiento,
características del depósito y criterios de exploración
Álvaro López Picos1, Roberto Yza Guzmán2
Geólogo consultor, Guadalajara, Jalisco, México
Geólogo consultor, Chihuahua, Chihuahua, México
1
2
Resumen
Peñasquito es un sistema mineral de oro-plata-plomo-zinc de clase mundial relacionado a
un intrusivo localizado en el distrito minero Concepción del Oro. La historia de la exploración
del proyecto Peñasquito comienza en el año 1992 al reconocerse el potencial del área para
contener un depósito mineral importante. Kennecott realizó la exploración de Peñasquito en
el período 1992-1997 y después de un periodo de poca actividad, Western Silver retomó la
exploración en el período 2002-2006. Fueron catorce años de intenso trabajo que culminaron
con el descubrimiento del depósito polimetálico más importante en la historia de México y
el mayor descubrimiento en su tipo de los últimos años. La construcción de la mina comenzó
en el año 2007, en octubre de 2009 se produjeron los primeros concentrados y en el año 2010
se dio inicio a la producción comercial. La exploración de Peñasquito continuó después
de la apertura de la mina aumentando las reservas de mineral y con el descubrimiento de
nuevos cuerpos mineralizados a profundidad. El sistema de alteración-mineralización en
Peñasquito tiene más de 12 km2 y estaba bajo 30-40 metros de cobertura aluvial por lo
que fue mayormente explorado por técnicas geofísicas y un programa de barrenos RAB
para llevar a cabo mapeo geológico y muestreo de roca del lecho rocoso bajo el aluvión.
Entre los años 1996-2006 se perforaron 291433 metros en 592 barrenos principalmente de
diamante. Las alteraciones hidrotermales principales incluyen (de más débil a más fuerte)
pirita-carbonato, débil a fuerte cuarzo-sericita-pirita-carbonato y cuarzo-sericita-pirita+/tremolita+/-grosularita. Los diferentes estilos de mineralización incluye Au-Ag-Pb-Zn
diseminado en dos grandes brecha-pipes, cuerpos de sulfuros en stockworks de Ag-Pb-ZnAu tipo Chile Colorado, estructuras de alta ley de Au y Ag-Pb-Zn-Au, sulfuros masivos en
mantos, mineralización tipo skarn y un pórfido de Cu.
Introducción
El descubrimiento del sistema mineral polimetálico de clase
mundial Peñasquito ha despertado un enorme interés en la
exploración por este tipo de yacimientos principalmente en
la región que rodea al distrito minero Concepción del Oro.
Diversos artículos e informes técnicos han sido escritos sobre
Peñasquito donde se detalla principalmente la geología local
del depósito, el amplio sistema de alteración-mineralización,
las enormes reservas de oro-plata-plomo-zinc, el sistema de
minado y la producción anual y vida estimada de la mina,
pero hasta hoy la crónica detallada del descubrimiento del
depósito mineral polimetálico más importante en la historia
de México sigue siendo un enigma, así como las características y respuestas geológicas, geoquímicas y geofísicas
que presentan cada uno de los diferentes estilos de alteración-mineralización y que llevaron al descubrimiento de los
cuerpos minerales que incluye el depósito y que constituyen
los criterios de exploración que de manera directa pueden ser
usados para la exploración de nuevos proyectos estilo Peñasquito en la región y a lo largo de toda la Provincia Geológica
de la Mesa Central en México.
Peñasquito se localiza en el distrito minero Concepción del Oro, en la porción noreste del Estado de Zacatecas,
aproximadamente a 200 km en línea recta al noreste de la
ciudad de Zacatecas, a 12 km al oeste del poblado de Mazapil,
centrado en 24° 45’ Latitud Norte y 101° 30’ longitud Oeste,
a una elevación entre 1950 y 2000 metros sobre el nivel del
mar. El acceso principal es por una carretera pavimentada
que parte desde la carretera número 54 aproximadamente
a 25 km al sur de Concepción del Oro con rumbo a Nieves
pasando por los poblados de Mazapil y Cedros (Figura 1).
Peñasquito está situado en un amplio valle limitado
al norte por la Sierra El Mascarón y al sur por la Sierra
Las Bocas. En general el terreno es plano con suaves colinas
hacia sus extremos norte y sur.
Álvaro López Picos, Roberto Yza Guzmán
157
Figura 1. Localización de Peñasquito
Breve historia del descubrimiento
“El Peñasco” era un afloramiento rocoso de unos 250 m2 de
área y unos 5 metros de altura que junto con otros pequeños
afloramientos distribuidos a lo largo de una zona irregular de
unos 100 X 50 metros constituían las únicas rocas in-situ localizadas en la parte centro-norte de un amplio valle orientado
este-oeste (Valle de Mazapil) con más de 6 km de ancho el
cual, excepto por estas rocas, estaba cubierto completamente
por sedimentos recientes con espesores promedio de 30 a 40
metros en esta zona. En el Peñasco existía una pequeña obra
minera desarrollada a lo largo de una delgada estructura con
altos valores de plata-plomo-zinc y pequeños terreros
estaban en los márgenes del tiro. El Peñasco estaba localizado
justo al lado sur del camino de terracería que comunicaba
los poblados de Mazapil y Cedros. Por muchos años numerosos geólogos pasaron a lo largo de este camino y el Peñasco
fue siempre una parada obligada aunque en su mayor parte
nunca despertó el interés de ninguno de ellos.
En 1992 los geólogos de Kennecott Richard Leveille y
Adrián Robles Salazar, en una visita de campo a esta zona se
detuvieron en el Peñasco y al analizar el tipo de roca del afloramiento y encontrar entre los terreros fragmentos de pórfido
cuarzo-feldespático y de brecha hidrotermal mineralizados
con pirita, así como fragmentos de sulfuros masivos, reconocieron el potencial de este lugar para hospedar un prospecto tipo
Acta
de
pórfido de cobre, un skarn o los tradicionales mantos y chimeneas de reemplazamiento de carbonatos de la región. En junio
de 1992 Kennecott negocia los pequeños lotes que rodeaban el
Peñasco y posteriormente obtiene los lotes Alfa y Beta, con
el objetivo de explorar la zona buscando un sistema de pórfido
de cobre oculto bajo la cobertura aluvial de este valle.
Kennecott Canadá Explorations Inc. (Minera Kennecott S.A. de C.V.) comenzó su exploración a pequeña escala
en Peñasquito en 1992 y 1993 con los Geólogos Nick Hawkes
como Jefe de Proyecto y Roberto Yza Guzmán como su asistente, realizando en este tiempo mapeo geológico, muestreo
de rocas y estudios geofísicos de Magnetismo Terrestre,
Polarización Inducida y CSAMT. En 1994 continua con
geoquímica de suelos y estudios geofísicos de CSAMT, Polarización Inducida de Reconocimiento (RIP tradicional en
exploración por pórfidos) así como estudios Aeromagnéticos
y Radiométricos, para poco después hacer el primer barreno
exploratorio (PÑ1) en dos etapas, Circulación Inversa hasta
211 metros y Diamante hasta 860 metros.
Durante los años 1995-1997 Kennecot lleva a cabo una
intensa exploración que incluyó mapeo geológico y muestreo
de suelos, sedimentos de arroyos y rocas; estudios geofísicos
que incluyeron Magnetismo Terrestre, Gravimetría, CSAMT
y diferentes tipos de Polarización Inducida, muestreo geoquímico tipo TRAC IV Barringer (experimental), un programa
ed .
158
Peñasquito:
de barrenación tipo RAB (Rotary Air Blast) de 250 barrenos
(9314 metros) que permitió muestrear la roca bajo el aluvión
y hacer planos geológicos, de alteraciones y geoquímicos,
seis faces de barrenación para totalizar 13935 metros de
diamante y 9560 metros de Circulación Inversa (23495
metros totales en 71 barrenos), mapas superficiales (bajo el
aluvión) y subterráneos de arcillas usando el Espectrómetro
PIMA, amplios estudios petrográficos, estudios metalúrgicos
y algunas dataciones de las rocas. Los resultados de esta
etapa de exploración pueden resumirse como sigue:
•
Se descubrió un sistema de alteración-mineralización
de más de 9 km2 bajo la cobertura aluvial.
•
Se descubrieron y delinearon dos grandes diatremas
mineralizadas en forma irregular.
•
Se observó un fuerte zoneamiento geoquímico con un
centro rico en cobre entre las diatremas
•
Se identificaron diferentes estilos de mineralización
que incluyen skarn, CRD-stockwork, diseminada y
estructuras de alta ley.
•
Se delineó parcialmente un cuerpo mineral tipo CRDstockwork (Chile Colorado) con un potencial inferido
de 25 Mton @ 80 g/t Ag, 0.43 g/t Au, 1.17% Pb y
1.43% Zn (0.35 Moz Au y 65 Moz Ag).
Western Copper Holdings Ltd. (Western Copper)
firmó una alianza con Kennecott para la exploración y desarrollo de depósitos minerales en México en enero de 1998 y
terminada esta en mayo de 1999 Western Copper conservó
los derechos del proyecto. En 1998 Western Copper
llevó a cabo un programa de nueve barrenos de diamante
(3185 metros) y estudios geofísicos de CSAMT Tensor.
Esta etapa de exploración fue mayormente enfocada en la
zona mineralizada Chile Colorado. No hay resultados relevantes que comentar de esta etapa de exploración.
Mauricio Hochschild & Cia. Ltda. (Hochschild) firmó
un acuerdo con Western Copper para explorar y desarrollar
Peñasquito en el año 2000 y realizó un programa de
catorce barrenos a diamante (4601 metros) enfocados principalmente en Chile Colorado. Hochschild dio por terminado
el acuerdo en junio de 2001. No hay resultados relevantes
que comentar de esta etapa de exploración.
Western Copper retoma la exploración de Peñasquito en marzo de 2002 con los Geólogos Tom Turner
como Gerente de Exploración en México y Álvaro López
Picos como Jefe del Proyecto y cambió su nombre a Western
Silver Corporation (Western Silver) en 2003. En el periodo
2002-2006 Western Silver llevó a cabo una intensa exploración que puede ser subdividida en dos etapas.
Durante la etapa de exploración llevada a cabo en los
años 2002-2003, Western Silver realizó una reinterpretación
de los datos y un profundo cambio en el concepto y sistema
de trabajo que se utilizaba hasta ese momento. La exploración completa fue enfocada a la zona mineral Chile Colorado
con 34400 metros de barrenación a diamante en 93 barrenos
y 12090 metros adicionales en 57 barrenos de Circulación
Inversa y realizó un estudio tipo scoping-level del proyecto.
Al final de esta etapa de exploración las reservas totales del
cuerpo mineral Chile Colorado incluyendo probadas, probables, medidas e indicadas son:
Reservas Totales de Chile Colorado:
173.6 Millones de Toneladas con:
•
0.31 g/t Au ---
1.73 Moz Au
•
31.6 g/t Ag – 176.4 Moz Ag
•
0.28% Pb -----
0.486 Mtons (1071.6 Mlibras) Pb
•
0.76% Zn ----- 1.32 Mtons (2910 Mlibras) Zn
En la etapa de exploración realizada en los años 20042006 y habiendo terminado la exploración del cuerpo mineral
Chile Colorado, Western Silver hace un estudio completo
y reinterpretación del núcleo de barrenación y de toda la
información dejada por Kennecott, lo que origina cambios
drásticos en los objetivos de exploración. La exploración
ahora es enfocada a las dos grandes diatremas existentes en
el sistema, así como a otras anomalías tipo Chile Colorado.
Se llevan a cabo nuevos estudios geofísicos de Polarización
Inducida y Gravimetría, se intensifica el programa de barrenación llegando a totalizar 171215 metros en 290 barrenos
de diamante en esta etapa. Se llevan a cabo programas de
barrenación para estudios metalúrgicos (4016 metros en 13
barrenos), se hacen 11 barrenos (4126 metros) de núcleo
orientados con fines geotécnicos y se realizan estudios de
Polarización Inducida y 11 barrenos de diamante (4559
metros) en áreas de condenación. En el año 2004 se hace un
estudio de pre-factibilidad y en el año 2005 se hace el estudio
de factibilidad, el que es actualizado en el año 2006. En esta
etapa se descubren los nuevos y enormes cuerpos mineralizados de oro-plata-plomo-zinc llamados la Brecha del
Peñasco, la Brecha azul (Luna Azul y Azul-NE) y los cuerpos
de plata-oro-plomo-zinc tipo Chile Colorado llamados La
Gobernadora y Azul NE-La Palma entre otros, se reconocen
las características del sistema mineral y los diferentes estilos
de mineralización y se realiza la codificación de todo ello
para el trabajo digital de la información. Al final de esta etapa
de exploración las reservas totales de Peñasquito incluyendo
probadas, probables, medidas e indicadas son:
Reservas Totales de Peñasquito en el año 2006:
•
0.46 g/t Au ---
12.8 Moz Au
•
29.3 g/t Ag ---
821.9 Moz Ag
•
0.32% Pb -----
2.4 Mtons (5291 Mlibras) Pb
•
0.71% Zn -----
5.3 Mtons (11685 Mlibras) Zn
Glamis Gold Corporation (Glamis) compró a Western
Silver en mayo de 2006 y continuó con los programas de
exploración-barrenación ya establecidos por un corto tiempo.
Goldcorp Inc. (Goldcorp) compró a Glamis en
noviembre de 2006 y comenzó la construcción de la mina
en 2007. En octubre de 2009 se produjeron los primeros
concentrados de plomo y zinc. Las instalaciones incluyen
una planta de lixiviación con capacidad de procesar
25000 t/d de mineral oxidado y una planta de flotación
con capacidad de procesar 130000 t/d de sulfuros. Cuando
la producción alcance su nivel óptimo Peñasquito producirá
anualmente 0.5 Moz Au, 28 Moz Ag, 200 Mlibras de Pb y
450 Mlibras Zn.
Las
Peñasquito incluyendo probadas,
2009 son:
0.49 g/t Au ---
22.75 Moz Au
30.22 g/t Ag --
1396.73 Moz Ag
0.33% Pb -----
0.73% Zn -----
reservas totales de
probables, medidas e indicadas en
•
•
•
•
Goldcorp ha continuado con una intensa exploración
de Peñasquito, tanto para incrementar las reservas minerales como buscando nuevos objetivos de exploración. El
descubrimiento de mantos de sulfuros tipo CRD adyacentes
a la brecha El Peñasco, skarn de pirita-calcopirita entre
las dos diatremas y el hallazgo de un pórfido de cobre con
oro y molibdeno en el extremo NE del sistema, todos ellos
a profundidades mayores a 800 metros, ofrece la posibilidad
de que estas zonas sean suficientemente económicas para
soportar una posible explotación subterránea de estos minerales en el futuro.
Las reservas totales actuales de Peñasquito reportadas por
Goldcorp el 31 de diciembre de 2012 son:
•
0.33 g/t Au ---
19.16 Moz Au
•
20.29 g/t Ag --
1164.04 Moz Ag
•
0.19% Pb -----
•
0.47% Zn -----
Acta
de
159
Resumen geológico y características del sistema
Geología regional
Peñasquito es un sistema mineral de oro-plata-plomozinc relacionado a un intrusivo localizado en el extremo
occidental del distrito minero Concepción del Oro, en el
noreste de Zacatecas. El distrito se localiza en la Sierra
Madre Oriental, en la parte Sur del Cinturón de pliegues
orientados E-W, justo donde los pliegues se curvan hacia
el Sur para formar el cinturón de pliegues orientados N-S
(Curvatura Monterrey) (Figura 2).
La Sierra Madre Oriental es una secuencia de sedimentos marinos de 2.5 km de potencia, depositados
durante el periodo Jurásico-Cretácico. Consiste de una
potente secuencia de sedimentos terrígeno-calcáreos turbidíticos subyacida por una gruesa secuencia de rocas calcáreas.
Esta secuencia marina fue deformada y plegada en una
serie de anticlinales-sinclinales orientados NW-SE a E-W
durante la Orogenia Laramide. Las rocas más antiguas en
la zona del proyecto son las calizas masivas de la Formación Zuloaga sobreyacidas por calizas arenosas de la
Formación La Caja del Jurásico superior. Sobre éstas se
encuentra la secuencia de calizas Cretácicas formada por las
Formaciones Taraises, Cupido, La Peña y Cuesta del Cura.
Sobre esta secuencia calcárea están las lutitas calcáreas de
la Formación Indidura, sobreyacidas a su vez por una
secuencia de lutitas-areniscas calcáreas de la Formación
Caracol, ambas del Cretácico superior. Esta últimas
están cubiertas por el Conglomerado Mazapil del Terciario.
El distrito Concepción del Oro se encuentra en la
intersección de un trend de intrusivos magnéticos ENE que
incluyen a Pico de Teira, Nuevo Rodeo, Rocamontes y Saltillito, con otro trend de intrusivos WNW que se extiende
del sur de Torreón hacia Tamaulipas (N. Hawkes, 1997).
Grandes stocks granodioríticos del Eoceno superior al Oligoceno medio intrusionan a los sedimentos en el distrito minero
y todos los depósitos minerales conocidos en el distrito están
espacialmente relacionados a estos cuerpos intrusivos. En
Concepción del oro y en Noche Buena (norte de Peñasquito)
el núcleo del anticlinal fue intrusionado por stocks de Granodiorita de biotita de 41 m.a.
Los depósitos minerales en el distrito incluyen
skarns de oro-cobre en Concepción del Oro y Aranzazú y
ricos mantos y chimeneas de plata-plomo-zinc de gran
extensión vertical (>1000 metros) en Providencia-Salaverna
y Noche Buena.
ed .
160
Peñasquito:
Figura 2. Geología regional del distrito minero Concepción del Oro
Geología local
Peñasquito se encuentra ubicado en el Valle de Mazapil, entre
dos prominentes anticlinales orientados este-oeste formados
por sierras calcáreas. La Formación Caracol subyace el piso
del valle, con una estratificación subhorizontal, y es la roca
huésped de la mayor parte del sistema mineral.
El sistema mineral Peñasquito era casi completamente
ciego. La geología local de Peñasquito incluía un conjunto
de pequeños afloramientos y un peñasco de unos 250 m2 en
un área de 100 X 50 metros rodeado por sedimentos recientes.
Estos afloramientos correspondían a una brecha hidrotermal
de fragmentos de la Formación Caracol y algunos fragmentos de intrusivo en una matriz molida mixta compuesta
de sedimentos y roca ígnea cuarzo-feldespática. Las únicas
unidades litológicas que se cortaron durante la barrenación
1994-2006 fueron la Formación Caracol que subyace al
valle bajo la cobertura aluvial hasta una profundidad de 830
metros; Indidura con espesores de hasta 180 metros y la parte
superior de Cuesta del Cura.
Se piensa que un cuerpo mayor de granodiorita de unos
40 m.a. subyace la zona de Peñasquito a una profundidad
mayor a 1.5 km. Esta interpretación se basa en un gran alto
magnético que domina la respuesta magnética de la región
desde el valle de Mazapil (Peñasquito) hasta la zona minera
Noche Buena, donde aflora. Este cuerpo intrusivo a su vez
fue intrusionado por uno o más stocks de pórfido cuarzofeldespático de 32 m.a. cuyo emplazamiento formó un
amplio halo de alteración hidrotermal fílica que varía de
una zona exterior de pirita diseminada y vetillas
de calcita-pirita de baja temperatura, a una zona interior de
cuarzo-sericita-pirita-tremolita.grosularita.
Existen en Peñasquito dos grandes brecha-pipes/
diatremas que se cree está relacionadas a uno o más stocks
de pórfido cuarzo-feldespático y actividad freatomagmática. Estas brecha-pipes penetraron en forma explosiva
los sedimentos mesozoicos y se piensa que alcanzaron
la paleo-superficie. Las brechas El Peñasco y Azul, ubicadas
al noroeste y sur del sistema mineral tienen forma de embudo
y son de dimensiones en superficie de 1000 X 900 metros y
750 X 600 metros respectivamente y están separadas en sus
centros 1.5 km. Estas brecha-pipes están separadas por una
falla este-oeste, presentan diferente grado de complejidad y
parecen tener un diferente nivel de erosión. Las dos brechapipes en su parte más profunda parecen estar completamente
constituidas por pórfido cuarzo-feldespático (QFP) el que
se proyecta hasta la superficie actual (bajo el aluvión) en
forma de diques y pequeños stocks a lo largo de los embudos
que forman las diatremas. Estos diques y stocks están comúnmente rodeados por una brecha hidrotermal compuesta por
fragmentos redondeados de sedimentos y pórfido soportados
por una matriz ígnea cuarzo-feldespática molida (Bxi). Una
segunda brecha hidrotermal compuesta de fragmentos redondeados de sedimentos y ocasionales de pórfido con matriz
mixta de roca ígnea y sedimentos molidos (Bxm) comúnmente se encuentra envolviendo tanto a la brecha de matriz
ígnea como parcialmente a los diques de pórfido. La brecha
de matriz mixta se hace más abundante cuando se acerca
a la superficie mientras la brecha de matriz ígnea que es
mucho mayor a profundidad reduce su volumen cerca de la
superficie. La brecha-pipe El Peñasco aflora en la superficie
(bajo el aluvión) como una brecha de matriz mixta rodeando
a diferentes diques, mientras que la brecha-pipe Azul presenta
parcialmente en la cima una última brecha compuesta por
fragmentos y bloques de sedimentos (Caracol) mayormente
autosoportada (Bxs), donde se conservan todavía evidencias
de estratificación y pueden verse extensas capas horizontales de tobas félsicas que parecen haber sido depositadas
en lagunas superficiales posiblemente formadas en el cráter
de erupción de esta diatrema. Ambas brecha-pipes a lo largo
de sus contactos sub-verticales con la roca encajonante
usualmente presentan una brecha de bloques de sedimentos
sin matriz de varios metros de espesor (Figura 3).
Las brecha-pipes El peñasco y Azul presentan un grado
muy diferente de complejidad. Mientras la Brecha Azul es
un embudo de composición muy simple, compuesta en
su gran mayoría por brecha hidrotermal y sólo uno o dos
pequeños stocks de pórfido cuarzo-feldespático y felsita (Fi),
161
la Brecha El Peñasco es una brecha hidrotermal cruzada por
un enjambre de diques y stocks de pórfido cuarzo-feldespático (QFP), diques-brecha cuarzo-feldespáticos (Ibx), diques
de felsita (Fi) y diques pofidíticos tardíos (Gpd).
Estructura
Peñasquito está situado entre dos prominentes anticlinales, en el valle que forma la zona del sinclinal, donde la
Formación Caracol presenta estratificación sub-horizontal
con ligera inclinación al oeste. Existen al menos tres sistemas
mayores de fallas-fracturas afectando la zona. El primero
y mayor de ellos tiene una orientación NW-SE al parecer
inclinado al NE. Está principalmente representado por dos
fallas mayores que bordean a la región de Concepción del
Oro a lo largo de sus flancos oeste (Falla de San Tiburcio) y
este (Falla de Cedral) separadas una de la otra unos 40 km.
Las dos brecha-pipes del sistema Peñasquito se alinean a lo
largo de fallas y fracturas con esta orientación. Un segundo
sistema de fallas-fracturas está orientado NE-SW y conecta al
sistema mineralizado Peñasquito con la zona minera Noche
Buena. El tercer sistema estructural es E-W y está representado entre otras por la falla que se extiende a lo largo del valle
de Mazapil entre las dos brecha-pipes.
Nieto Samaniego (2005) extiende el sistema de fallas
Taxco-San Miguel de Allende hacia el norte rumbo a la Sierra
de Catorce y grandes depósitos auríferos como Cerro San
Pedro, Charcas, Santa María de la Paz y Real de Catorce se
alinean aproximadamente a lo largo de su traza. Los sistemas
de fallas mayores NW-SE San Tiburcio y Cedral que bordean
al distrito Concepción del Oro podrían representar la extensión más al noroeste de este sistema estructural (Figura 4).
Figura 3. Sección transversal y modelo geológico de Peñasquito.
Acta
de
ed .
162
Peñasquito:
Figura 4. Mapa Geológico-Estructural y Minas Mayores de la Mesa Central (Modificado de Nieto et al, 2005).
Alteración
El sistema de alteración-mineralización en Peñasquito tiene
dimensiones aproximadas de 4.5 km este-oeste por 3.5 km
norte-sur y yacía bajo 30-40 metros de cobertura aluvial.
Existe un amplio halo de alteración hidrotermal fílica incluyendo diferentes niveles de intensidad rodeando ambas
brecha-pipes en este sistema. Esta alteración gradúa a arreglo
de retro-skarn a profundidad y cerca de los cuerpos intrusivos.
La zona de alteración más débil del sistema consiste de
un halo externo de vetillas de calcita-pirita y pirita diseminada
(PC) la que gradúa a un halo de alteración de cuarzo-sericita-pirita-carbonato (QSPC) que puede ser QSPC-débil
presentando moderada a fuerte silicificación con menor
blanqueamiento-sericitización, a QSPC-fuerte con fuerte silicificación-blanqueamiento-sericitización de la roca, la que es
la alteración más ampliamente extendida en superficie. Esta
alteración gradúa a zonas irregulares de cuarzo-sericita-pirita
(QSP), cuarzo-sericita-pirita-tremolita (QSPT) y cuarzo-sericita-pirita-tremolita-grosularita (QSPTG) siendo estas cada
vez más comunes y extensas en zonas profundas y cercanas a
los cuerpos intrusivos (Figura 5).
Otras alteraciones locales en el sistema incluyen argilización tardía sobrepuesta y propilítica adyacente a diques
de composición intermedia. La Formación Indidura presenta
alteración tipo skarn, mientras las calizas de la Formación
Cuesta del Cura presentan recristalización, marmolización y
alteración de skarn. La oxidación se extiende desde la superficie hasta aproximadamente 80 metros de profundidad.
Mineralización
La complejidad litológica y de alteraciones hidrotermales
en Peñasquito también está reflejada en múltiples estilos de
mineralización, los cuales ocurren dentro y en los bordes
de la zona de alteración. Los diferentes estilos de mineralización en Peñasquito incluyen: Mineralización diseminada
de Au-Ag-Pb-Zn en las diatremas; Stockworks de Ag-Pb-ZnAu tipo Chile Colorado; Estructuras de alta ley de Au y de
Ag-Pb-Zn-Au; Sulfuros masivos tipo manto; Mineralización
tipo skarn; Pórfido de Cu-Mo.
Las brecha-pipes presentan mineralización diseminada,
en fracturas y relleno de cavidades de pirita-esfaleritagalena-sulfosales+/-argentita+/-fluorita. Todos los tipos de
brechas hospedan mineralización de este tipo así como todas
las variedades de diques pueden igualmente estar
mineralizados. Incluye mineralización de sulfuros en
fracturas+/-vetillas+/-irregularmente diseminados en los
diques de QFP.
Los cuerpos tipo Chile Colorado se presentan en forma
de stockworks de vetillas y fracturas de sulfuros masivos, así
como sulfuros diseminados en zonas más arenosas y diquesbrecha parcialmente cementados por sulfuros masivos. Se
presentan en dos estilos diferentes: stockworks de pirita-
163
Figura 5. Croquis del halo de alteración – estilos de mineralización de Peñasquito
esfalerita-galena+/-calcita-sulfosales ricos en Ag/Pb/Zn
localizados en zonas con alteración débil en el borde del
halo de alteración (solo en Chile Colorado); y stockworks de
pirita-esfalerita-tetraedrita ricos en Au-Zn con valores bajos
de Ag-Pb localizados en zonas de alteración fuerte (en Chile
Colorado, La Gobernadora y Azul NE-La Palma Sur).
Estructuras de calcita con alta ley de oro, de sulfuros
masivos con alta ley de oro-plata-plomo-zinc, diques-brecha
cementados por sulfuros masivos y fallas mineralizadas ricas
en sulfuros-óxidos molidos y en fragmentos existen tanto
dentro de las brecha-pipes como en los stockworks, en
la zona norte bordeando al sistema de alteración y en La
palma al este del sistema mineralizado.
Mantos de sulfuros masivos habían ya sido reportados durante la barrenación anterior al año 2006, pero en
trabajos de exploración posteriores Goldcorp descubrió
cuerpos sub-horizontales (mantos) y sub-verticales (chimeneas) de esfalerita-galena-pirita bajo zonas de sulfuros
diseminados adyacentes a la brecha El Peñasco con altos
valores de zinc-plomo-plata con cobre y oro.
Mineralización tipo skarn había sido intersectada
antes del año 2006 por barrenos exploratorios profundos
en las Formaciones Indidura y Cuesta del Cura en la zona
central del halo de alteración-mineralización. En los
últimos años Goldcorp ha descubierto un skarn de cobre en
zonas profundas entre las dos brecha-pipes, lo que confirma
el enriquecimiento geoquímico de cobre en esta zona reportado por Kennecott.
Acta
de
El hallazgo de un pórfido de cobre-molibdeno descubierto por Goldcorp en el extremo noreste del sistema
de alteración-mineralización confirma el modelo que se viene
presentando desde los inicios de la exploración en Peñasquito.
Modelo geológico y génesis del sistema mineralizado
Peñasquito
Las diatremas son características comunes en
ambientes de pórfidos de cobre, pero es muy común que sean
posteriores al cuerpo mineral por lo que no están mineralizadas o pueden llegar a ser parte del mineral de un depósito
solo cuando tienen una alta concentración de clastos mineralizados transportados de zonas mineralizadas profundas.
Sin embargo en algunas ocasiones, como es en Peñasquito,
las diatremas se pueden formar antes que la mineralización y
entonces llegan a ser parte de las rocas huésped del sistema
mineralizado.
Peñasquito es un sistema mineral que consiste de dos
grandes brecha-pipes/diatremas desarrolladas como resultado de la actividad hidrotermal relacionada con un intrusivo.
La mayor parte del mineral en Peñasquito se hospeda en estas
brecha-pipes, por lo que resulta indudable que éstas fueron
formadas antes que la mineralización tuviera lugar.
El inicio del sistema mineralizado Peñasquito ocurre
hace unos 40 m.a. con el emplazamiento de varios stocks
granodioríticos intrusionando a la secuencia de rocas
calcáreas plegadas que conforman una serie de anticlinalessinclinales en esta región. Estos stocks granodioríticos fueron
a su vez intrusionados por pórfidos cuarzo-feldespáticos de
ed .
164
Peñasquito:
unos 32 m.a. La intrusión de estos cuerpos ígneos tuvo lugar
en esta región aprovechando la zona de debilidad ocasionada por la curvatura que presenta aquí la secuencia calcárea
plegada y el cruce de al menos dos grandes sistemas estructurales. Grandes sistemas mineralizados tipo skarn y mantos
y chimeneas de reemplazamiento de carbonatos fueron
formados en el eje de algunos anticlinales de la región.
Uno o más de estos stocks de pórfido intrusionaron
a la granodiorita y rocas calcáreas que subyace el centro
del sinclinal que forma el Valle de Mazapil formando
extensas zonas de mineralización tipo skarn. Dos grandes
diatremas penetraron en forma explosiva los sedimentos
mesozoicos desde el pórfido hasta alcanzar la paleosuperficie siendo posteriormente penetradas por diques
y pequeños stocks. El emplazamiento del pórfido y
las brecha-pipes y la intensa actividad hidrotermal relacionada formaron un amplio halo de alteración fílica en
los sedimentos terrígenos que sobreyacen a la secuencia
calcárea ocasionando al mismo tiempo grandes zonas de
intenso fracturamiento. La intensa actividad hidrotermal
que tuvo lugar ocasionada por el calor de los intrusivos causó que los fluidos mineralizantes tomaron como
canales alimentadores grandes fallas y fracturas de la zona
y los contactos de diques con las rocas sedimentarias y las
brecha-pipes depositando mineralización de alta temperatura en forma de stockworks de vetillas y vetas de sulfuros
masivos tipo reemplazamiento en los sedimentos alterados,
y mineralización diseminada y en fracturas en las brechapipes y diques relacionados. Finalmente una falla E-W
dislocó el centro del valle entre las brecha-pipes y ocasionó
que ambas brechas presenten hoy un nivel diferente de
erosión (Figura 3).
Técnicas de Exploración
Geofísica
Peñasquito está situado en el Valle de Mazapil y por su
naturaleza plana y carente de afloramientos de roca la exploración inicial fue llevada a cabo en gran medida por métodos
indirectos. Técnicas geofísicas aéreas y terrestres fueron
ampliamente utilizadas, incluyendo gravimetría, magnetometría, radiometría, polarización inducida y CSAMT. En
resumen una anomalía gravimétrica localizó la brecha azul;
una anomalía de CSAMT localizó chile colorado que también
es bien delineado por la polarización inducida; El estudio de
RIP mostró un sistema de gran tamaño rico en sulfuros; la
polarización inducida (escalar) delineó aproximadamente los
límites del sistema. La siguiente lista muestra los resultados
de los estudios geofísicos y su utilidad (N. Hawkes, 1998; H.
J. Rasmussen, 2000):
RIP (Reconnaissance IP)
Detectó anomalías de
25-63 ms en un background
de 5-7 ms. El área de la
anomalía corresponde
aproximadamente con el
sistema de alteración-mineralización
Polarización Inducida
(Escalar)
Delimitó el área del sistema
de alteración - mineralización, muestra la zona
Chile Colorado y en la
porción sur de la brecha El
Peñasco
Magnetometría
Una gran anomalía
magnética cubre desde
Peñasquito hasta Noche
Buena. Representa un
intrusivo granodiorítico
profundo y oscurece la
respuesta magnética local
en Peñasquito
Gravimetría
Un bajo gravimétrico
delimita la zona de las
brecha-pipes. El bajo
gravimétrico más intenso
es la Brecha Azul, mientras El Peñasco tiene
una respuesta menor
por el complejo sistema
de diques. Un débil alto
gravimétrico señala a Chile
Colorado.
CSAMT
En general los pórfidos son
resistores y los stockworks
de sulfuros conductores.
Zonas con más de 15%
de pirita diseminada
también son conductores.
La anomalía puntual más
fuerte es Chile Colorado
y otro La Gobernadora.
Señala el halo de alteración-mineralización.
Radiometría
No refleja al sistema. Los
lineamientos siguen los
arroyos.
165
Figura 6. Peñasquito: Polarización Inducida y Gravimetría (Rasmussen et al, 2000).
Acta
de
ed .
166
Peñasquito:
Geoquímica
Un programa de 250 barrenos RAB (Rotary Air Blasting)
fue llevado a cabo por Kennecott durante la exploración de
Peñasquito. Los barrenos cruzaron la cobertura aluvial y
se tomaron muestras de esquirlas del lecho rocoso bajo el
aluvión, lo que permitió la elaboración de un excelente set de
mapas geoquímicos de la roca bajo el aluvión.
El análisis de las esquirlas de roca indicó claramente
un fuerte zoneamiento geoquímico que existe en Peñasquito,
con un centro más rico en cobre entre ambas brecha-pipes y
aumentando logarítmicamente con la profundidad. Rodeando
a este centro de cobre hay un halo de zinc-oro y finalmente
un halo externo de plomo-plata rodeando al de zinc-oro. El
zoneamiento existe tanto en planta como a profundidad (N.
Hawkes, 1998).
Otras características geoquímicas notadas por Hawkes son:
•
Una fuerte correlación en Au-Ag-Pb (AS-Sb-ZnCd-Cu) la que claramente es la suite mineralógica de
Peñasquito
•
El aluminio y magnesio así como el estroncio, el níquel
y el vanadio están empobrecidos sobre las brecha-pipes
•
La brecha El peñasco presenta un lineamiento E-W a
NW a lo largo de su centro con valores altos de Cd, Sb,
Cr, P y Na que reflejan la traza de los diques de pórfido
que la cortan.
Conclusiones
Es claro que además de la compleja historia geológica de la
formación del sistema mineral Peñasquito, existe también
una compleja historia de exploración para su descubrimiento.
Catorce años de intensos trabajos de exploración fueron
necesarios para el éxito de este proyecto. La importancia del
trabajo realizado durante el desarrollo de la exploración de
Peñasquito por las compañías mineras Kennecott y Western
Silver es indudable. Numerosos geólogos y técnicos conformaron el equipo de exploración desde 1992 hasta 2006 y
la participación de cada uno de ellos es muy valiosa, pero
es indudable la importancia de la visión que tuvieron los
geólogos Richard Leveille y Adrián Robles para recomendar
el proyecto y de los geólogos Nick Hawkes y Roberto Yza de
Kennecott y Tom Turner y Álvaro López de Western Silver
para desarrollar la intensa exploración que llevó finalmente
al descubrimiento del depósito polimetálico de clase mundial
que es hoy la mina en producción Peñasquito.
Busek, P.R., 1966. Contact Metasomatism and Gold Deposition Concepción
del Oro, México: Economic Geology v. 61, p. 97-163.
Consejo de Recursos Minerales, Monografía Geológico-Minera del Estado
de Zacatecas, SEMIP, Subsecretaría de Minas e industria Básica,
1992.
Glamis Gold Limited, M3 Engineering and Technology Corp., 2006.
Peñasquito Feasibility Study, 100,000 MTPD (NI 43-101 Technical
report, July 2006).
Goldcorp, 2012. Annual information form for the financial year ended
December 31, 2011.
Goldcorp, 2012. One Company, Thousands of Stories, Annual Report 2012.
Hawkes, N., 1997. Peñasquito case history, a chronology of events (1992 to
February 1997), informe privado de Minera Kennecott S.A. de C.V.,
Guadalajara, Jalisco, México.
Hawkes, N., 1997. Peñasquito Project Exploration Summary, Diciembre
de 1997. Informe privado de Minera Kennecott S.A. de C.V.,
Guadalajara, Jalisco, México.
Nieto-Samaniego, A.F., Alaniz- Álvarez, S.A., and Camprubi, A., 2005.
La Mesa Central de México: estratigrafía, estructura y evolución
tectónica cenozoica. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana,
Tomo LVII, núm. 3, p. 285-318.
Rasmussen, H.J., Hawkes, N., and Robles, A., 2000. Penasquito, Zacatecas:
A Geophysical Case Study. PG III Northwest Mining Association´s
1998. Practical Geophysics Short Course Selected Papers.
Silver Wheaton, Peñasquito Polymetallic Operation, Zacatecas State,
México (NI 43-101 Technical Report, 2010).
Turner, T., 2009. La geología y los depósitos minerales del proyecto
Peñasquito, Zacatecas, México. Geología Económica de México,
SGM y AIMMGM, 2009.
Turner, T., López, A., and Guerrero, J., 2003. Proyecto Peñasquito: un
depósito de plata con potencial de gran tonelaje. XXV Convención
AIMMGM, Memorias Técnicas, Acapulco, Guerrero, 2003.
Western Silver Corporation, M3 Engineering and Technology Corp., 2005.
Peñasquito Feasibility Study, Volume I, (NI 43-101 Technical Report
November 2005).
Western Silver Corporation, 2004. Better Living Through Silver, Annual
Report 2004.
167
Randolfo López Soto
Geología de Unidad Minera Madero, Zacatecas, Zac., México
Líder de Geología
MINERA MADERO S.A. DE C.V. (PEÑOLES)
Email: [email protected]
Resumen
El Yacimiento de Madero, consta de diferentes áreas mineralizadas (mantos), localizadas
en torno a una estructura en forma de domo y se encuentran invariablemente en la misma
posición estratigráfica, correspondiente al contacto de calizas y argilitas. Por otro lado, con
los trabajos de exploración de superficie y levantamientos Geológicos en las obras mineras,
se ha comprobado que la mineralización en los diferentes mantos, están fuertemente
elongadas en la dirección NW-SE y asociada a fallas con la misma lineación mencionada.
Tomando como base estas consideraciones geológicas, en la Unidad, se han realizados
diferentes programas de exploración desde el año 2004 a la fecha, principalmente con
barrenación a diamante, con el fin de comprobar la continuidad de la mineralización en los
cuerpos existentes, también para darle una mejor certidumbre a los cuerpos contemplados
en la producción inmediata, y por supuesto, para localizar nuevos cuerpos de sulfuros, que
nos permitan incrementar los inventarios de Recursos y Reservas de la Unidad y con ello,
alargar su vida operativa. Esta exploración, ha dado como resultado, la comprobación de la
continuidad del mineral en los cuerpos C2001, C49, C45 y C111. También, se ha configurado
el mineral de nuevos cuerpos tales como C24, C43, C46 y C90, los cuales han permitido
cumplir el objetivo de incrementar las Reservas de la Unidad. Actualmente se cuenta con
Reservas para 19 años de vida operativa.
Abstract
The mining deposit of Madero, consists of different mineralized areas (mantles), located around
a structure in dome-shaped and are invariably in the same stratigraphic position corresponding
to the contact of limestone and argillites. On the other hand, with the works of exploration of
surface and geological surveys in the mining works, it has been proven that the mineralization in
the different mantles, are strongly elongated in the NW-SE direction and associated faults with
the same aforementioned lineation. On the basis of these geological considerations, Madero have
carried out various exploration programs since 2004 to date, primarily with Diamond drilling, in
order to check the continuity of the mineralization in the existing ore bodies, also to give a better
certainty to the ore bodies considered in the immediate production, and of course, to find new
sulphides ore bodies will allow us to increase the inventory of resources and reserves of the unit
and therefore extend their operational life. This exploration has resulted, on the proved continuity
of ore bodies in the areas C2001, C49, C45 and C111. Also, configured the new ore bodies such
as C24, C43, C46 and C90, which have allowed the goal of increasing the reserves of the unit.
Currently it has reserves for 19 years of operational life.
Introducción
Con ésta información, intentamos dar a conocer parte de los
trabajos de interpretación geológico-estructural, de exploración y los resultados que se han obtenido en la mina a raíz de
todas estas actividades exploratorias, durante los últimos 8
años y medio de operaciones de dicha Unidad Minera.
Objetivo
Resaltar la importancia de los trabajos geológicos-interpretativos, y de exploración, principalmente con barrenación a
diamante, que se han venido realizando desde el año 2004,
Acta
de
Sesiones
tanto de superficie como de interior mina. Esta exploración,
ha estado dirigida sobre el firme propósito de conocer la
continuidad de los cuerpos mineralizados que actualmente
están en explotación en la Unidad; detectar nuevos cuerpos
de sulfuros que nos permitan incrementar los inventarios
de Recursos y Reservas, así mismo, darle una mayor certidumbre en la posición, en la forma y la calidad de los cuerpos
minerales existentes y con esto, realizar una planeación más
efectiva en las obras de desarrollo y preparación de rebajes.
ed .
168
Geología de Unidad Minera Madero, Zacatecas, Zac., México.
Localización
Minera Madero, se localiza en la Provincia de la Mesa
Central, a 18 kilómetros en línea recta al N70°W de la Cd
de Zacatecas (Fig. 1), dentro del mismo municipio y el de
Morelos, a una elevación de 2,230 msnm, entre las Coordenadas 22°49‘34.28” de Latitud N y 102°43’38.07” de
Longitud W. El clima es semiárido típico de una provincia
desértica alta.
del contacto entre éstos dos terrenos, pero existen evidencias
de que el Terreno Guerrero es alóctono y cabalgó en dirección NE sobre el Terreno Sierra Madre durante el Cretácico
Medio (Centeno-García et al. 1993). El Terreno Guerrero en
el área presenta variaciones litológicas por cambios laterales
de facies afectadas además por cabalgamientos. En términos
generales, su porción inferior está ocupada por lavas y tobas
de composición andesítico-basáltica (Rv2) con intercalaciones menores de rocas terrígenas (Fig. 2). En la porción
superior hay rocas calcáreo-arcillosas compuestas por calizas
con intercalaciones de arcillas carbonosas (Cza), lutitas
calcáreas y areniscas de grano fino (Lut-Ar), con eventuales
emplazamientos de tobas y lavas basálticas (Rv1).
Fig. 1. Localización del área del yacimiento.
Antecedentes
Minera Madero, se Inició con la adquisición por Cía. Fresnillo
S.A. de C.V., de una Reserva Minera Nacional a finales de 1994,
en donde el Consejo de Recursos Minerales había realizado,
de los años 1976 a 1983, trabajos de barrenación, geofísica
y obras mineras, cuyos resultados determinaron la suspensión
del Proyecto. Industrias Peñoles, basado un modelo de yacimiento sedimentario-exhalativo, inicio una intensa campaña
de exploración, realizando levantamientos geológicos, geoquímicos y geofísicos y casi 100 Km en barrenos de diamante y
rotaria, concluyendo con la Cubicación de Reservas por 27.3
MT con 5.26% combinado Pb-Zn, 3 MT con 1.2% Cu, aparte,
mineral Indicado y Potencial por 10 MT.
Descripción del Yacimiento
Geología Regional
Madero se ubica en la Provincia de la Mesa Central, en la
porción media de una secuencia calcáreo-arcillosa que sobreyace a volcánicos andesíticos marinos del Terreno Guerrero.
En la región, el Terreno Guerrero está cubierto hacia el
poniente por una gruesa capa de rocas volcánicas riolíticas del Terciario (Riol). Estas rocas forman los primeros
escalones de la Sierra Madre Occidental y pertenecen al
denominado Terreno Tarahumara-Nahua (Campa, 1983).
Al oriente, el Terreno Guerrero está en contacto con rocas
calcáreas del Terreno Sierra Madre. No es claro el carácter
Fig. 2. Geología Regional y Columna Estratigráfica del área del yacimiento.
Geología del Yacimiento
El yacimiento, consta de diferentes áreas mineralizadas localizadas en torno a una estructura en forma de domo (Fig.
3). Probablemente generada por el empuje de un intrusivo
169
profundo, sugerido por una amplia anomalía magnética
(Paterson, 1995). Madero, se caracteriza por sub-afloramientos de argilitas y calizas; la mineralización se encuentra
en el contacto de estas dos unidades. Las zonas mineralizadas están subyacidas a profundidad por un basamento de
argilitas y cubierta por calizas de estratificación delgada subhorizontal. El área con mineralización conocida a la fecha,
es de aproximadamente 12 Km² con diferentes cuerpos
ubicados en la misma posición estratigráfica (contacto argilitas-calizas), variando entre los 60 y 550 m de profundidad
(Sección Fig. 3).
CLEP y PYPO, y otra con contenidos de Ag-Cu en mantos
pequeños e irregulares dentro de la Unidad PYPO. La mena
de Ag-Cu (Mcu) consta de mantos irregulares en una franja
casi N-S en la porción media de la unidad Pypo. Forma
laminaciones y bandas de calcopirita-pirita. El espesor de
mantos varía entre 3 y 40 m en áreas máximas de 100 X 100
m (Fig.4 (D). El mineral de plomo-zinc (Mpz) está contenido
en una serie de mantos interdigitados con espesores variables
entre 6 y 70 m alojados en un área de 4 por 3 Km, formando
un eje de mayor potencia de rumbo casi NW. Consiste de
bandas y laminaciones de esfalerita y menor galena intercaladas en sílice y arcilla-pirita o clorita-epidota, en función de
Fig. 3. Plano mostrando la Geología local del yacimiento, la proyección
de los cuerpos mineralizados y los principales lineamientos estructurales.
También se muestra una sección longitudinal compuesta, de rumbo N25°W,
viendo al NE, mostrando las zonas económicas de los cuerpos Pb-Zn y
Ag-Cu en el contacto entre calizas y argilitas.
Mineralización
Se han distinguido dos tipos de mena, una formada por
sulfuros de Pb-Zn en mantos incluidos en las Unidades
Acta
de
Sesiones
ed .
170
la unidad encajonante. Es común observar plegamiento de
bandas de sulfuros, así como, recristalización y removilización (Fig. 4(A) y 4(B)).
Alteración
No hay duda respecto a que el yacimiento Madero representa
un proceso de mineralización largo y complejo, afectado por
diversas formas de alteración, siendo las principales: Alteración cuarzo-sericita-pirita (QSP); Silicificación (SIL);
Alteración Clorita-Epidota (Clep) y Oxidación (OX)
Existen tres importantes sistemas de fallas, producto de
la tectónica extensional, uno de orientación N30°-60°W que
coincide con la orientación preferencial de la mineralización,
así como para el emplazamiento de los diques félsicos terciarios. El segundo de orientación N60°E, más joven que el
anterior, al que corta y desplaza; es el que ocasiona un basculamiento en escalón hacia el SE del cuerpo C49, teniendo
un desplazamiento de 600 m del contacto Arg/Pypo, desde
el bloque más elevado al inferior. Por último, en su flanco
oriente, tenemos el sistema N-S que pertenece a la extensión
de sierras y valles y que representa al flanco poniente del
Fig. 4. Fotografías de las diferentes unidades litológicas mineralizadas. (A).Manto de Pb-Zn (Mpz) de alta ley, alojado en Pypo; se puede observar el
característico bandeamiento de la mineralización. Contiene intercalaciones
de sulfuros de Fe (pirrotita principalmente) con capas de arcillas carbonosas.
(B).- Zona de mineral de Pb-Zn en Pypo, constituido principalmente por
esfalerita y pirita de grano grueso con algo de pirrotita y escasa galena,
en capas de arcillas carbonosas con clorita. C).- Fotografía de Pypo
correspondiente al centro de pirrotita estéril. (D).-Manto de Mcu constituido
principalmente de pirita de grano grueso, con calcopirita diseminada y en
vetillas. (E).- Pliegue en Clep con lentes de sulfuros de plomo, zinc y fierro
intercalados con capas de clorita-epidota y arcillas carbonosas. (F).-Muestra
de Clep con lentes de sulfuros, principalmente esfalerita y galena,
intercalados con bandas de arcillas, clorita y epidota, así como bandas de
tremolita-actinolita.
Fig. 5. Principales fallas y lineamientos estructurales que influyen en los
cuerpos mineralizados.
graben de Zacatecas. A continuación se puede ver una planta
con las principales estructuras reconocidas de cada uno de
los sistemas. (Fig. 5)
Exploración E Interpretación Geológica.
Las Reservas que se contemplaron durante el arranque de las
operaciones en la mina, estaban cubicadas de inicio únicamente en los cuerpos C2001, C111, C45 y C49, tal como lo
muestra la Fig. 5 (segundo plano).
Debido al alto ritmo de explotación que se está
llevando en la Unidad, es de vital importancia incrementar
los inventarios de Recursos y Reservas de la mina, de tal
forma que se pueda alargar la vida operativa de la misma o
al menos reponer las Reservas que se explotan durante cada
año operativo. Para ello, se han realizado interpretaciones
geológico-estructurales en planta y secciones, en base a la
exploración y los mapeos de interior mina, y correlaciones
geológicas entre los diferentes cuerpos, buscando las tendencias de la mineralización tanto en el plano horizontal como
en el vertical.
Fig. 6.- Planta esquemática del área GA de Madero, mostrando un modelo
conceptual sobre el depósito de Zn, asociado a estructuras N25°W.
En el esquema de la Fig. 6, se puede observar que
las zonas mineralizadas están fuertemente elongadas en la
dirección N20°W-N30°W (promediando N25°W), siendo
subparalelas a las zonas de fallas. Dentro de la mina, tomando
como base el cuerpo C2001, se puede observar que las zonas
mineralizadas con la orientación mencionada, se repiten a lo
largo de la dirección N65°E, como lo muestra claramente la
Fig. 6.
La mayoría de las zonas mineralizadas cuando sobrepasan el contacto superior de los mantos de Pypo, por lo
general, se asocian a fallas y/o diques de rumbo N25°W,
formando importantes zonas de reemplazamiento selectivo
(Caddey, S.W., 2004), preferentemente en la parte basal de
Acta
de
Sesiones
171
las calizas de estratificación delgada que sobreyacen a dicha
zona mineralizada.
Como ejemplo, siempre se considera la acumulación de sulfuros tipo GA, el cual fue una zona de mineral
dentro de una cuña estructural, formada por las fallas Oeste y
Madero, constituyendo el manto más largo, ancho y de mejor
ley conocido en la Mina.
Con todas estas consideraciones e interpretaciones de
Geología Estructural y Geología del Yacimiento, se han realizado desde el año 2004, diferentes programas de exploración
con barrenación a diamante, con el fin de recopilar más información tanto desde superficie como de interior mina, para,
incrementar la certeza en forma, posición y calidad de los
cuerpos de mineral, explorar la continuidad de los cuerpos
existentes y por supuesto, localizar nuevos cuerpos mineralizados.
Resultados
Cuerpo C2001 (Área J1 y Área Norte)
En el 2004 se exploró la continuidad al sur del cuerpo C2001,
sobre una zona que se le denomino J1 (Fig. 7), en la cual se
logró Cubicar 840 mil toneladas con un total de 35 barrenos a
una cuadrícula de 35x35 metros. Este manto principalmente
de Pypo, resulto de 330 metros de largo por 150 metros de
ancho y un poco más de 80 metros verticales, incluyendo
una zona de reemplazamiento a la parte superior, en el cual,
se localizaron varias zonas mineralizadas de plomo-zinc
y plata-cobre, controladas por una serie de fallas y fracturas NW-SE y cortadas por fallas postminerales NE-SW,
las cuales tienden a fraccionan el manto en varias partes y
desplazarlo verticalmente hasta por decenas de metros en
forma de escalones descendentes en dirección sur.
Con el mismo esquema de las guías Geológicas
mencionadas, en el cuerpo C2001, se diseñó un plan de
exploración al norte y a profundidad de este (Fig. 7), por
un lado para cerrar la cuadrícula a 35x35 metros y también
explorar su continuidad al N-NW, cubicando un total de 3.2
MT en mantos angostos y cada vez más profundos conforme
se alejan hacia el norte. Este mineral localizado, resulta ser
continuidad de los mismos mantos que se estaban explotando
en ese momento en el cuerpo C2001.
Cuerpo C24
Considerando la tendencia de la mineralización entre los
cuerpos C2001 y C49, y tomando en cuenta la presencia de
una serie de diques y fallas de rumbo N25°W que de alguna
manera unen estos dos cuerpos (Fig. 8), se interpretó la
presencia de diferentes posibles zonas mineralizadas. Para
explorar las áreas interpretadas, se desarrollaron una serie de
barrenos a diamante, con los cuales se dio inicio a la detec-
ed .
172
Fig. 7. Planta mostrando los cuerpos C2001 y C49, con su posible correlación entre ellos por medio de diques y fallas; una segunda
planta, mostrando la ubicación del Cuerpo C24 en su posición real entre los otros dos cuerpos. Se muestra también la falla que mueve
el área C29 respecto a los demás mantos del C24.
ción y descubrimiento de lo que hoy es el Cuerpo C24 , que
inicialmente se logran cubicar 3.3 MT con un total de 67
barrenos a diamante (Fig. 7).
El C24, es un cuerpo constituido por varios mantos,
localizado a 400 metros al E del C2001 y a la misma elevación (2030 msnm promedio) que el nivel general de acarreo
2022. Dichas zonas mineralizadas se distribuyen en una
extensión NW-SE de 1,100 metros por 60 metros promedio
en sentido NE-SW y espesores que van desde los 20 hasta
los 40 metros verticales. Son controlados por fallas y fracturas NW-SE ycortados por fallas postminerales NE-SW,
las cuales tienden a fraccionan el manto en varias partes y
desplazarlo lateralmente hasta por decenas de metros. Su
extensión sur (Área C29), es desplazada 155 metros verticales a profundidad respecto a las demás partes del cuerpo,
por una falla normal de rumbo NNE con echado de 70 a 75°
al SE.
Fig. 8. Planta mostrando la ubicación del Cuerpo C49 respecto a su nueva área explorada, denominada C49-SUR y una sección N-S
(viendo al E), donde se puede visualizar el escalonamiento de los mantos de mineral.
173
Cuerpo c49
En el cuerpo C49, con el objeto de cerrar la plantilla de barrenación de 70x70 a 35x35 metros, se logra además, definir
una importante continuidad del mineral de este cuerpo hacia
el sur y a profundidad, manteniendo un trend de mineralización muy similar al descrito en el cuerpo C2001. Con la
identificación de esta zona sur (Fig. 8), se logra incrementar
las Reservas de mineral de 9.5 MT a 17.4 MT, quedando
abierta la tendencia de la mineralización al sur, solo que, ya
son profundidades mayores a 650 metros respecto al plano
de superficie, profundidades que se tornan con mucho riesgo
para la información que resulta del desarrollo de barrenos, ya
que, sufren bastante desviación, existiendo en un momento
dado, la posibilidad de que se crucen a una determinada
profundidad unos barrenos con otros y al final, la información
generada, no sea suficientemente confiable para la Estimación de Recursos y Reservas. A lo largo de la dirección sur,
este cuerpo ha sido afectado por fallas NE-SW, las cuales
tienden a fraccionarlo en varias partes y desplazarlo verticalmente hasta por decenas de metros en forma de escalones
descendentes en la misma dirección sur, haciendo que las
zonas mineralizadas, sean más profundas, como lo muestra
la sección de la Fig. 8.
Cuerpos C45, C43 y C46
Explorando la continuidad del mineral al extremo sur del
cuerpo C45, se descubren dos nuevos cuerpos, los cuales
son nombrados C43 y C46, ambos formando un trend de
mineralización con el C45 en el sentido NW-SE (Planta, Fig.
9), parecidos a los mantos del C2001. En el cuerpo C46, se
cubican 1.1 MT y se localiza a 500 metros al SE del C45 y
en el cuerpo C43, se cubicaron inicialmente 4.9 MT en el
año 2005, posteriormente en el 2007 incremento a 7.5 MT
y con la exploración concluida en el 2008, dichas Reservas
incrementaron hasta 13.6 MT, localizándose a 1,200 metros
al SE del mismo C45. Estos cuerpos, al igual que el C49,
están afectados por fallas casi E-W, desplazando el cuerpo en
forma escalonada al sur y a profundidad.
El cuerpo C46 tiene una longitud de 300 metros con
un ancho de hasta 45 metros, con rumbo N30°W y echado
de 31° al SE, su comportamiento es de un manto inclinado al
igual que las capas de la roca encajonante (caliza de estratificación delgada), iniciando a la elevación 2100 y terminando
a la 2170 msnm.
Respecto al cuerpo C43, este se forma de un conjunto
de mantos alineados en dirección NW-SE en una longitud de
1,600 metros, pero en una postura como sábana cubriendo el
flanco SW de un domo alargado en la misma dirección de la
mineralización. Este conjunto de mantos tienen una inclinación casi horizontal en el extremo W, de 65 a 70° en su parte
central y de 30 a 35° en su lado E y van desde la profundidad
1,600 msnm en la parte W, hasta la elevación 2,100 msnm
en la parte E, en una extensión de 800 metros de ancho. La
parte central del cuerpo, tiene un comportamiento vertical,
producto de la forma de domo y/o en escalón, que toma el
contacto calizas-argilitas (Fig. 9).
Fig. 9.- Planta mostrando la ubicación del nuevo cuerpo C43, respecto a los demás cuerpos y sección E-W, donde se puede ver el
comportamiento en domo y/o en escalón del contacto geológico calizas-argilitas en la parte central del Cuerpo C43. Nótese como van
profundizando los mantos a través de dicho contacto geológico.
Acta
de
Sesiones
ed .
174
Fig. 10.- Ubicación de los Cuerpos C111 y C90, respecto al Cuerpo C2001 y en la segunda planta, se muestran todos los cuerpos de
mineral, localizados a la fecha en Minera Madero, S.A. de C.V.
Cuerpos C111 y C90
Fig. 10.- Ubicación de los Cuerpos C111 y C90, respecto al
Cuerpo C2001 y en la segunda planta, se muestran todos los
cuerpos de mineral, localizados a la fecha en Minera Madero,
S.A. de C.V.
Considerando la ubicación del cuerpo C111 respecto
a los cuerpos C2001, C24 y C49, se ven muy bien alineados
al trend general de la mineralización de todos los cuerpos
de Madero, situación que permitió desarrollar una serie de
barrenos a diamante de exploración, buscando la continuidad
de este manto hacia su extremo norte.
En principio se desarrollaron 54 barrenos desde superficie, logrando localizar dicha continuidad del manto, con
un comportamiento casi horizontal pero de poco ancho
(promedio de 15 metros), permitiéndonos incrementar las
Reservas de 1.2 MT a 2.6 MT, detectándose también la
presencia de un nuevo cuerpo de mineral, al cual se le nombró
C90 (Fig. 10), cubicando un total de 500 mil toneladas de
Reservas, a la misma elevación del C111, 500 metros al E y
con el mismo comportamiento de manto angosto y casi horizontal. Estos dos cuerpos, están desplazados verticalmente a
profundidad y al norte del cuerpo C2001, poco más de 180
metros, producto de una falla normal postmineral de rumbo
E-W, con echado de 75 a 80° al N, haciendo que dichos
cuerpos se localicen a la elevación 1,850 msnm promedio.
Bases de Datos
La información generada con los levantamientos Geológicos y con la barrenación a diamante sobre cada uno de
los cuerpos minerales, es interpretada y modelada en 3D,
utilizando el software DATAMINE, obteniendo finalmente
los inventarios de Recursos y Reservas, diseños de mina y
programas de producción de corto, mediano y largo plazo
(Agotativo de Reservas).
Mina
La geología, la calidad de la roca y la geometría de los
cuerpos mineralizados (Geometría del Yacimiento), son las
características que dan la pauta para seleccionar un diseño
de minado (Sistema de Explotación), y en este caso, por ser
mantos y zonas de reemplazamiento en fallas alimentadoras,
el Sistema de Minado que se está utilizando es el CUT AND
FILL – POST PILLARS.
Madero es una de las minas subterráneas de mayor
producción de zinc en México. Es altamente mecanizada,
para lograr una molienda promedio de 7,000 toneladas por
día. La producción acumulada al 31 de julio de 2013 es de
26.9 MT, para un total de 14.6 millones de onzas de plata,
106,990 toneladas metálicas de plomo y 700,490 toneladas
metálicas de zinc.
Conclusiones
1. Los trabajos de Geología de Mina y de interpretación con Geología Estructural, han permitido definir
las tendencias de la mineralización económica en los
diferentes cuerpos conocidos en la Mina, facilitando la
definición de nuevos objetivos de exploración.
2. Se ha podido comprobar que este Yacimiento, consta
de diferentes áreas mineralizadas, localizadas en torno
a una estructura en forma de domo, donde dichos
cuerpos, se encuentran invariablemente en la misma
posición estratigráfica, correspondiente al contacto
entre argilitas y calizas, dentro del área con mineralización conocida, variando de 60 a 550 metros de
profundidad respecto al plano de superficie.
3. En general, todos los cuerpos conocidos, se alinean
preferentemente en un trend de mineralización NW-SE.
Se puede ver que dichas zonas mineralizadas, están
fuertemente elongadas en la dirección N20°W-N30°W
(promediando N25°W), siendo genéticamente subparalelas a las zonas de fallas controladoras. Este tipo de
lineaciones u orientación del mineral, se repiten a lo
largo de la dirección N65°E.
4. La mayoría de las zonas mineralizadas cuando sobrepasan el contacto superior de los mantos de Pypo,
éstas, se asocian a fallas y/o diques de rumbo N25°W,
formando importantes zonas de reemplazamiento
selectivo, principalmente en la parte basal de las calizas
de estratificación delgada que sobreyacen a dicha zona
mineralizada.
5. Considerando el comportamientos geológico estructurales del yacimiento, y con los diferentes programas
de exploración desde superficie como de interior mina,
se ha podido definir las continuidad de la mineralización en el cuerpo C2001, tanto al norte como al sur del
mismo, C45 al sur, también, se ha logrado dar más certidumbre a todos aquellos bloques contemplados dentro
de los planes de producción y lo más importante, se han
localizado nuevos cuerpos de sulfuros (C24, C43, C46
y C90), que de alguna manera, nos está permitiendo
alargar la vida operativa de la Mina.
6. Toda la información de Geología Estructural y la orientación promedio de los cuerpos mineralizados, que se
han generado con estos trabajos, son de gran ayuda
en la Planeación y desarrollo de la mina y al diseño
de rebajes, minimizando los problemas potenciales de
estabilidad y aparte determinar los métodos de soporte
más efectivos y seguros.
Acta
de
Sesiones
175
Agradecimientos
Mis más sincero agradecimiento a Minera Madero S.A. de
C.V., a todo su personal por su apoyo directo o indirectamente en los trabajos del área de Geología y en especial al
Ing. F. Javier Berumen Muro; Líder Operativo de la Unidad,
por todas las Facilidades brindadas para el desarrollo de este
trabajo.
Así mismo, agradezco la colaboración de los Geólogos
de la Unidad, por su esfuerzo y dedicación a la actualización
de la información en los levantamientos Geológicos e interpretaciones de Interior Mina, las cuales sirven como punto de
partida para los programas de exploración con Obra directa y
Barrenación a diamante.
A nuestros compañeros y amigos Geólogos de la
Oficina de Peñoles Exploraciones Zacatecas, por su apoyo en
la exploración en superficie, por sus interpretaciones Geológicas, coordinación de estudios especializados con externos
y por sus propias sugerencias y recomendaciones. Gracias.
Caddey, S.W., 2004. Structural analysis of the Madero Zn-Ag+-Cu
Replacement manto deposit. Servicios Industriales Peñoles, Minera
Fresnillo S.A. de C.V. Unidad Francisco I. Madero, reporte interno,
110 pp.
Consejo de Recursos Minerales, 1994. Resumen de los trabajos
desarrollados y de los resultados obtenidos en la Reserva Minera
Nacional “Francisco I. Madero” Municipios de Morelos y Zacatecas,
Zac. Gerencia Regional zona Noreste. Reporte interno. Residencia
Zacatecas.
García Fons, J., Gomez T. S. A., González V., L. 1997. Geología y
mineralización del Yacimiento FI Madero, Zac. Reporte Interno,
Industrias Peñoles.
Gonzalez-Villalvaso L., López-Soto R., 2004. Geología del yacimiento
Madero, Zacatecas, México. Servicios Industriales Peñoles, S.A. de
C.V., Zacatecas, México.
López-Soto R, et al 2012. Reporte interno de estimación de recursos y
reservas de Minera Madero S.A. de C.V.
López-Villarreal C. I., 2012. Tesis Profesional UAZ, Modelado Geológico
3D del Cuerpo C49 de Unidad Francisco I. Madero.
ed .

AIMMGM XXX Convención Acta de Sesiones

Transcripción

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