UNIVERSIDAD UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Fundada en 1551
FACULTAD DE INGENIERIA GEOLOGICA, MINERA, METALURGICA Y GEOGRAFICA
“Skarn de Au
Larry Meinert (traducción)”
Mineralogía Óptica CURSO
Ing. José Andrés Yparraguirre Calderón PROFESOR
Jennifer Viviana Ruiz Alarcón ALUMNO Lima - Perú
2018
INDICE RESUMEN DE LAS L AS CARACTERÍSTICAS DE SKARN ORO ................................................................... 3 UBICACIÓN EN EL MUNDO............................................................... ............................................................................................................ ............................................. 8 CLASIFICACIÓN SKARN DE ORO – SUBTIPOS ...................................................................... ............................................................................... ......... 11 Skarns oro reducido ................................................................................................................ ................................................................................................................ 11 Hedley Distrito, Columbia Británica .................................................................................... .................................................................................... 11 La fortaleza fuerte, Batalla Distrito Mountain, Nevada ...................................................... 14 Joya de la corona, Washington ........................................................................................... 19 Río Distrito Narcea, España .................................................................. ................................................................................................. ............................... 23 Cuerno de alce, al ce, Montana ......................................................... .................................................................................................... ........................................... 27 Junction Arrecifes, Australia................................................................. ................................................................................................ ............................... 30 Beal, Montana ..................................................................................................................... ..................................................................................................................... 33 Skarns de Oro Oxidados .................................................................................................... .......................................................................................................... ...... 37 McCoy, Nevada ............................................................. ................................................................................................................... ...................................................... 37 Wabu, Irian Iri an Jaya .................................................................................................................. .................................................................................................................. 41 Nambija, Ecuador ................................................................................................................ ................................................................................................................ 43 Skarns Magnesianos de Oro ......................................................... .................................................................................................... ........................................... 48 Butte Highlands, Montana .................................................................................................. .................................................................................................. 49 Skarn de Oro O ro Metamórficos .................................................................................................... .................................................................................................... 50 ........................................... 51 Skarn en “mesotermales” regionales metamórficas terrenos ............................................ Lucky Draw, Australia ...................................................................................... .......................................................................................................... .................... 52 Tillicum, Columbia Británica ................................................................. ................................................................................................ ............................... 56 BIBLIOGRAFIA .............................................................................................................................. .............................................................................................................................. 60
Los skarns de oro se producen en todo el mundo y en una variedad de entornos geológicos. Estos depósitos comparten muchas características comunes, tales como hornfels biotita, piroxeno alteración granate, granate, protolitos clasticos- y / o volcaniclásticos, volcaniclásticos, y una firma geoquímica de Au-As-Bi-Te, pero también presentan diferencias significativas, especialmente entre las cuatro subdivisiones principales : 1) skarns de Au reducido, 2) skarns de Au oxidado, 3) skarns de Au magnesianos, y 4) skarns de Au metamórficas. Ambos skarns Au reducidos y oxidados están relacionados con plutones plutones superficiales del del fanerozoico. La mayoría mayoría de las estimaciones de profundidad para estos sistemas son < 5 km, en términos generales similar al entorno general de depósitos de tipo pórfido. Plutones asociado con los skarns de oro reducido tienden a ser granodioritas o dioritas maficas con contenido de ilmenita, mientras que plutones asociado con skarns oro oxidado tienden a ser más silícico y portadores de magnetita (Meinert 1995; Ray et al., 1995). Por el contrario los skarns magnesianos y de Au metamórfico no se producen necesariamente con rocas ígneas asociadas y tienen edades comprendidas comprendidas entre Archean a Fanerozoico. La formación de skarn en estos sistemas parece ser más dependiente de la composición particular de la roca huésped y relativamente altas condiciones de P-T en lugar de la petroquímica de plutones asociado. Sin embargo, incluso con estas diferencias fundamentales, la mayor parte de los depósitos todavía exhiben biotita hornfels, alteración de granate -piroxeno, y una firma geoquímica de de Au-As-Bi-Te. Así, parece que los procesos geoquímicos fundamentalmente fundamentalmente similares pueden ocurrir en lo que parecen ser entornos geológicos relativamente dispares. Una conclusión similar se ha alcanzado para otros entornos geológicos, como el geotérmico (Bird et al. 1984) y depósitos VMS (Galera y Ames 1998), algunos de los cuales también presentan alteración skarn.
La alteración biotita ± feldspatos-K (potásica) que rodea la mayoría de skarns de oro es una de las características de este tipo de depósito. En la mayoría de los casos, la alteración biotita ± feldspatos-K (potásica) se forma en rocas huesped de grano fino, resultando una textura hornfels. Sin embargo, en rocas de grano más grueso, rocas ígneas particularmente, la alteración biotita ± feldspatos-K (potásica) puede ser relativamente de grano grueso, como se ha descrito en Hedley en la clase de skarn reducido (Ettlinger et al.1992; Ray et al. 1996b) y Tillicum en la clase skarn metamórfica (Peterson, 1996). En la escala de una muestra de la mano, la alteración biotita ± feldspatos-K (potásica)es claramente metasomático tanto en el sentido de la infiltración de fluido a través de fracturas y en el sentido de la transferencia de masa, por ejemplo, se añade K a la roca. r oca. Sin embargo, en la escala de depósito más grande, gran parte de la alteración biotita ± feldspatos-K feldspatos-K (potásica) parece ser más un caso de redistribución in situ durante las progresivas reacciones minerales, tal como se documenta en Beal (Wilkie, 1996 ). En
la mayoría de los casos, las rocas sedimentarias clásticas originales contienen abundante material arcilloso rico en K y material arcósico que ha sido sustituido por piroxeno y luego granate en zonas interiores o zonas de más intensa alteración. Como el granate y piroxeno no contienen K, el K presente originalmente en las roca huesped es liberada durante la formación de skarn y se puede incorporar en la parte distal de la alteración biotita ± feldspatos-K (potásica). En contraste con otros elementos como Fe y Au, que se añaden de forma demostrable al ensamblaje de alteración provenientes de fluidos hidrotermales magmáticamente derivados (por ejemplo, Zimmerman et al. 1992), K en alteración biotita ± feldspatos-K (potásica) parece ser, al menos en parte, internamente derivado de la estratigrafía alojante. Esta conclusión se apoya en el hecho de que Skarns desarrollados en piedra caliza relativamente pura por lo general no desarrollan biotita hornfels u otra alteración rica- K. Si hornfels de biotita ± feldspatos-K se considera como la zona de alteración distal de skarns de oro, a continuación, la parte proximal es granate y piroxeno de relativo grano grueso. Tal como se documenta para numerosos depósitos, esta zona proximal del skarn se divide en zonas; internamente :predominantemente granate cerca del pluton o el camino guia del fluido de dominio en piroxeno lejos de la pluton o via del fluido guia (Meinert 1997). La proporción relativa del granate y piroxeno es una función compleja de la composición del protolito, la actividad de los componentes en el fluido hidrotérmal, y el estado general de oxidación como influencia de las fuentes magmáticas, composición de la pared-roca, y las reacciones minerales ( p.ej , Newberry 1991). De una manera general, esto corresponde a la clasificación fundamental dada para un skarn reucido frente a un oxidado. El estado de oxidación de un sistema de skarn se refleja tanto en las proporciones relativas de granate y piroxeno y en la composición de fases minerales individuales.
Los mayoria de ensamblajes para skarns reducidos carecen de hierro férrico y contienen grandes cantidades de hierro ferroso en ambos; granate y piroxeno. Generalmente, tales composiciones sólo se producen en skarns, tales como Lupin, Navachab, y Nevoria, formado a partir de rocas ricas - Fe a gran profundidad en terrenos metamórficas regionales (Fig. 75). Las presiones en estos depósitos se han estimado en 2-6 kb (200-600 MPa), en contraste con<0,5 kb (50 MPa) en los menos skarns reducidos asociados con intrusiones hipabisales. skarns de W proporcionan un enlace entre estos dos grupos en que algunos de los skarns W más profundas con rocas de pared especialmente reducido de grafito tienen piroxeno, hedenbergitica, y granates subcalcicos ricos - Fe (Newberry 1983).
Figura 1
diagrama de T-fO2 que muestra los campos de estabilidad de mayor silicato skarn, óxido, y minerales de sulfuro. skarns oro oxidado contienen típicamente asociaciones 1, 2 y 8. skarns de oro reducidos contienen típicamente asociaciones 3, 4, y 7. skarns de oro metamórficas contienen típicamente asociaciones 4, 5, 6 y 7. Las asociaciones de 5 y 6 no son estables en oxidada skarns de oro debido a la presencia de grafito. Asociaciones 1 y 8 no son estables en skarns de oro metamórficas debido a la presencia de hematita. De Meinert (1998).
Aunque los granates de skarn de W no contienen casi tanto componente almandino como lo hacen los granates en skarns de Au metamórficos, el componente subcalcico almandino puede ser tomado como una medida indirecta de estados muy bajos de oxidación. El siguiente ensamblaje de mineral más reducida carece significativamente de hierro férrico en granate, tiene mayores cantidades de hierro ferroso en piroxeno, pero carece de hierro ferroso en granate. Skarns de Au con tales piroxenos, hedenbergiticas y intermedios grandita granates incluyen Crown Jewel, Elkhorn, fortaleza, Hedley, y la unión de arrecifes. La asociación mineral menos reducida se caracteriza por mayores cantidades de granate andraditico y diopsidico a piroxeno salitic. Este conjunto es característico de todos los skarns en la categoría skarn Au oxidado (Fig. 1). Aunque la mayor mineralización de sulfuro se produce a temperaturas más bajas después de la etapa principal de formación de granate y piroxeno, el silicato, óxido, y asociación mineral de sulfuro de una roca dada por skarn tiende a reflejar la oxidación en general y el estado de sulfuración del sistema hidrotermal. Esto se puede representar para los depósitos de skarn de Au considerando equilibrios entre silicato, óxido y sulfuro de minerales pertinentes como se ilustra en la Figura 76. skarns Au oxidado contienen típicamente granate andraditico,
piroxeno diopsidico, tremolita-actinolita, pirita, y hematita (asociaciones 1, 2, y 8). skarns Au reducido típicamente contienen granate intermedio grandita, piroxeno hedenbergitico, actinolita-ferro-actinolita, pirrotita, ± magnetita (asociaciones de 3, 4, y 7). skarns Au Metamorfico contienen típicamente granate subcalcico con significativo contenido de almandino-espesartina, piroxeno herdenbergitico, grunerita-ferro-actinolita, pirrotita , y graffito (asociación 4,5,6 y 7)
Figura 2
diagrama de T-FS2 que muestra los campos de estabilidad de As-Fe-S fases y andradita. Modificado de Kretschmar y Scott (1976), Barton y Skinner (1979), Heinrich y Eadington (1986), y Einaudi (1982).
La categoría skarn Au metamórfico proporciona un vínculo importante con depósitos de oro, por lo general descritos como orogénicos o depositos de Au en vetas mesotermales, que están asociados con zonas de cizalla en entornos de la corteza profunda ( p.ej , Mueller y Groves 1991; McCuaig y Kerrich 1994). Estos depósitos se caracterizan por la alteración pared de roca sericita-carbonato-albita y carentes de minerales calcosilicatados. Incluso cuando los protolitos son particularmente ricos en Fe, Faltan formaciones de hierro, minerales calc-silicato (por ejemplo, Williams 1997). Los skarns Au metamórfico se forman en el mismo entorno geológico general y en condiciones PT similares. Se diferencian principalmente en la composición de la fase fluida y la metasomatismo resultante que estabiliza los minerales calcosilicatados. Mueller y Groves (1991) sugirieron que el metasomatismo en la formación de skarn en zonas de cizalla se limita a, los sucesos de temperatura altas y grandes profundidades. Otros investigadores han atribuido esta firma metasomática a una petrogénesis ígnea particular, (por ejemplo, Apooner 1993) pero la aparente carencia de magmatismo en algunos distritos como Navachab sugieren que el magmatismo cogenético no se require en todos los casos. La firma geoquímica Au-As-Bi-Te de skarns de Au también puede estar relacionado con variaciones geoquímicas que implican la temperatura, F (O2), y f (S2). Por ejemplo, hay dos minerals principals de As en skarns de oro, la arsenopirita, y la löllingite. Sus campos de
estabilidad relativa se ilustran en la Figura 76. El conjunto löllingite-pirrotita sólo es estable en una combinación de temperatura relativamente alta y el estado de sulfuración relativamente bajo. Tales condiciones son típicas de los muy reducidos skarn de oro metamórfico y löllingitepirrotita se han reportado en todos estos depósitos. En muchos depósitos, tales como Navachab (Nörtemann 1997), löllingite se describe como montura o parcialmente sustituido por arsenopirita, particularmente asociado con alteración retrógrada de minerales silicatados asociados. Esto es consistente con el enfriamiento isobárico a baja f (O2) y condiciones de f (S2). En los skarns de Au reducidos asociados con intrusiones hyabysales del fanerozoico, la löllingite es menos común que la arsenopirita en todos los depósitos y está ausente de algunos. Arsenopirita en estos depósitos tipicamente ocurren con pirrotita y generalmente se reportan tardios en la paragenesis, por ejemplo, a temperatura relativamente baja en comparación con el granate y piroxeno temprano. En los skarns de Au oxidado,la löllingite está ausente y la arsenopirita no es abundante, tipicamente ocurren con pirita y como venas cortantes transversales finales , indicativos de estados de alta sulfuración altas y / o bajas temperaturas. Una de las anomalías aparentes de la mineralogía del skarn de Au es la ocurrencia ubicua de Bi, Bi-Au, y minerales Bi-Te con puntos de fusión muy bajos, en la mayoría de los casos mucho menores que la temperatura de formación de los silicatos asociados, óxido, y minerales de sulfuro. Por ejemplo, maldonite (Au 2Bi) que no esta mezclada en el Au nativo y Bi nativo a una temperatura de 113 ° C (Barton y Skinner, 1979). La mayoría de los minerales Bi, Bi-Au, y Bi-Te en skarns de Au probablemente eran soluciones sólidas de composición intermedia a la temperatura de formación inicial del skarn y su presente mineralogía representa una larga historia de desmezcla y removilización. Particularmente en ambientes metamórficos, se podría predecir que estos elementos tendrán una historia larga y variada durante prolongada térmica, hidrotérmico, y eventos estructurales. En contraste con otros tipos de depostitos de oroco, como el de la clase epitermal en la cual el transporte de oro como complejo de bisulfuro a una temperature <300°C y los efectos mecanicos/quimicos de la ebullición como caracteristica critica. Skarns de Au contienen abundantes evidencias por altas temperaturas de transporte de Au en fluidos salinos a hipersalinos. A las altas temperaturas documentadas para muchos depositos tipo skarn (350650°C), Au puede ser transportado en altas concentraciones como un complejo clorurado (Gammons & Williams-Jones 1995, 1997), mientras que a temperaturas inferiores a 300 ° C, un complejo thiosulfide [ Au (SA) 2-] Es más probable (Hayashi y Ohmoto 1991). Una de las objeciones al trasnporte clorurado de Au en incluso relativamente altas temperaturas mesotermales de depositos de oro es la carencia de metals base en estos depositos incluso Fe, Cu, Zn, et son altamente solubles en fluidos clorurdos de alta temperatura (McCuaig y Kerrich 1994). Esta objeción no es válida para la mayoría de skarns Au como metales de base, en particular Fe,ya que son comunes. Entonces el problema se convierte más en conseguir oro afuera de la solución de cloruro que dentro de la solución, el inevitable enfriamiento de los fluidos hidrotermales fuera del magma y como enfriamiento del mismo, proven un mecanismo dispuesto para la depositación de oro durante la relative baja solubilidad de Au en complejos clorurados debajo de 400°C, y especificamente menos a 300°C.. Meinert (1989) sugirió transporte acoplado para
tales skarns de Au, con el transporte de cloruro a altas temperaturas y transporte bisulfuro incrementando debajo de alrededor de 350°C.Debido a las condiciones isotérmicas durante el metamorfismo regional, este mecanismo es menos probable para los skarns de Au metamórficos regionales. En estos sistemas, la evidencia mineralogical de la reacción entre fluido-roca caja sugiere que la depostiación de Au debe ser sulfuración de la roca caja rica en Fe (Bullis ,et al.1994), o cambios de pH ambos para metasomatismo K o reacciones con roca caja carbonatada. Alternativamente, los estados de oxidación relativamente bajos y sulfuración de la mayoría de los depósitos de skarn de Au proporcionan un indicio de que la reducción de un fluido hidrotermal oxidado puede ser una causa fundamental para la precipitación de oro en todos estos sistemas.
Antes del espectacular aumento en el precio de Au a principios de 1970, la mayoría de Au produce a partir de depósitos de skarn llegó como un subproducto de la extracción de otros metales. La única excepción notable fue la mina de la placa de níquel en el distrito Hedley, Columbia Británica, que había sido extraído de alto grado en Au skarn desde el cambio de siglo (Billingsley y Hume, 1941). Este depósito ha sido estudiado intensamente (Ray et al, 1986, 1988, 1990, 1993, 1995, 1996;. Ray & Dawson, 1987, 1988, 1994; Ettlinger, 1990; Ettlinger et al., 1992) y ha servido como un modelo de exploración para depósitos de skarn de Au en combinación con el depósito Fortaleza relativamente similar en Nevada (Wotruba et al, 1988;. Myers & Meinert, 1991; Theodore y Hammarstrom, 1991; Myers, 1994;. Kotlyar et al, 1998). El reconocimiento posterior de los depósitos de skarn de Au similares incluye: Andorra, España (Romer y Soler, 1995); Beal, Montana (Wilkie, 1996); Buffalo Valley, Nevada (Seedorff et al., 1991); Joya de la corona, Washington (Hickey, 1992); Cuerno de alce, Montana (Everson y Read, 1992); Junction Arrecifes, Australia (Gray et al., 1995); Marn, Yukon (Brown & Nesbitt, 1987); Redline, Nevada (Smith et al., 1998); y skarns de la cinta Rio Narcea, España (Pevida et al., 1998).
Otros numerosos depósitos de skarn de oro se han descubierto en las últimas décadas que difieren en aspectos importantes del modelo de Hedley-Fortaleza. Por ejemplo, algunos son Skarns magnesian (Butte Highlands, Montana, ETTLINGER et al.1996; Marvel Loch, Australia, Mueller 1991, Mueller et al. 1991), algunos son magnetita-dominante (Bermejal, México, de la Garza et al 1996;. Key East, Washington, Lowe 1998), algunos están granate-dominante y relativamente oxida (Ban Na Lom, Tailandia, Pisutha-Arnond et al . 1984; McCoy, Nevada, Brooks 1994; Nambija, Ecuador, Hammarstrom 1992; cúpula roja, Australia, Ewers & Sun 1989;. Wabu, Irian Jaya, Allen et al 1998), y algunos se producen en las rocas ricas en hierro en metamórfico regional terrenos (Lucky Draw, Australia, Sheppard et al 1995;. Lupin, Northwest Territories, Lhotka y Nesbitt 1989; Mallapakonda y Oriental, India, Siddaiah y Rajamani 1989; Navachab, Namibia, Nörtemann 1997; Nevoria, Australia, Mueller 1997; Tillicum, Columbia británica, Ray et al 1986a;. Peterson 1996). depósitos de skarn 60 de oro se tabulan en la Tabla 1 En esta revisión se resumen las características de estos diferentes sistemas de skarn auríferos y centrarse en aquellos depósitos que parecen tener el mayor potencial para el futuro éxito de la
exploración. Los comentarios anteriores de skarns auríferos que contienen datos de fondo útiles incluyen: Yakrushev (1972), Meinert (1989), Ray et al. (1990), Theodore et al. (1991), y Ray & Webster (1991, 1995). Table 1Distribución Mundial de Skarn de Au Map # Deposit/District Name References 1 Andorra Romer & Soler (1995) 2 Banks Island/Discovery Ettlinger & Ray (1989) 3 Bannack Geach (1972) 4 Bau Wolfenden (1965), Bowles (1984) 5 Beal Hastings & Harrold (1988) 6 Bermejal de la Garza et al. (1996) 7 Boinás Martin-Izard et al. (1998b), Cepedal et al. (1998a,b) 8 Brown's Creek Taylor (1983), Creelman et al. (1988), Smart & Wilkins (1997) 9 Buffalo Valley Seedorff et al. (1991), Doebrich et al. (1996) 10 Butte Highlands Ettlinger et al. (1996) 11 Carlés Martin-Izard et al. (1998c) 12 Crown Jewel Hickey (1990, 1992) 13 Dividend-Lakeview Ettlinger & Ray (1989) 14 Don Mario Brazell et al. (1997) 15 Elkhorn Roby et al. (1960), Klepper et al. (1971), Everson & Reed (1992) 16 El Valle-Boinás Martin-Izard et al. (1998b), Cepedal et al. (1998a,b) 17 Fortitude Myers & Meinert (1991), Myers (1994), Kotlyar et al. (1998) 18 Godán Fuertes et al. (1998) 19 Guaysimi Pillajo (1995) 20 Hedley (Nickel Plate) Ray et al. (1986, 1996), Ettlinger (1990), Ettlinger et al. (1992) 21 Jiguanzui Chen (1996) 22 Jilongshan Wu & Yang (1993), Chen (1996) 23 Junction Reefs Grant (1988), Gray et al. (1995) 24 Kangiawan Chen (1996) 25 Key East Lowe & Larson (1996), Lowe (1998) 26 La Brueva Fuertes et al. (1998) 27 La Luz (Siuna) Sillitoe (1983), Venable (1994) 28 Lucky Draw Sheppard et al. (1995) 29 Lupin Lhotka (1988), Lhotka & Nesbitt (1989), Bullis et al. (1994) 30 Makmal Generalov (1993), Khamrabayev (1997) 31 Mallapakonda Siddaiah & Rajamani (1989) 32 Marn Brown & Nesbitt (1987) 33 Mashan Chen (1996) 34 Marvel Loch Mueller (1991, 1997), Mueller et al., 1991 35 Maura Sipongi Beddoe-Stephens et al. (1987) 36 McCoy Kuyper (1988), Brooks et al. (1991) 37 Minnie-Tomboy Blake et al. (1984) 38 Mt. Biggenden Clarke (1969)
39 Pingtoushan Zhang & Wang (1996), Chen (1996) 40 Nabesna Newberry et al. (1997), Eppinger et al. (1997) 41 Nambija McKelvey & Hammarstrom (1991), Meinert (1998) 42 Navachab Nörtemann (1997), Meinert (1998) 43 Nevoria Mueller (1997) 44 Oriental Siddaiah & Rajamani (1989) 45 Ortosa Fuertes et al. (1998) 46 Red Dome Torrey (1986), Torrey et al. (1986), Ewers & Sun (1989) 47 Redline Smith et al. (1998), Cleveland (1999) 48 Rokuromi Grant (1950) 49 Silver Star Sahinen (1950), Foote (1986) 50 Siniukhinskoe District Ettlinger & Meinert (1991), Gusev (1998) 51 Southern Cross Earll (1972) 52 Suian Watanabe (1943), Gallagher (1963), Theodore et al. (1991)_ 53 Surprise Theodore & Hammarstrom (1991), Theodore et al. (1991) 54 Thanksgiving Callow (1967), Bryner (1969) 55 Tillicum Kwong (1985), Ray et al. (1985), Meinert (1998) 56 Tul Mi Chung Watanabe (1943), Gallagher (1963), Theodore et al. (1991) 57 Wabu Allen et al. (1998) 58 Ximena Paladines & Rosero (1996) 59 Yinan Chen (1996) 60 Yinjiagou Chen & Guo (1993), Chen (1996)
El término “skarn de oro” se utiliza aquí en el sentido económico sugerido por Einaudi et al.(1981) y se refiere a los minerales depósitos que se extraen exclusiva o predominantemente
de oro y que presentan alteración calc-silicato, generalmente dominada por granate y piroxeno, que se relaciona con la mineralización. Esto excluye de uso de depósitos como Big Gossan que contienen oro sustancial (> 1 millones de onzas y> 1 g / t Au), pero que se extraen principalmente para otras materias primas tales como el cobre. También se incluyen los depósitos, tales como la mina Veselyi en el Distrito Siniukhinskoe, CIS, donde el oro fue alta clasificadas a partir de un sistema de skarn de Cu-Au debido a consideraciones socioeconómicas, pero que habría sido minadas para Cu-Au en la mayoría de otras sociedades (Ettlinger y Meinert 1992). Por el contrario, esta definición incluye los depósitos como Bermejal (de la Garza et al., 1996) y la Clave del este (Lowe y Larson 1996; Lowe 1998) que contiene grandes cantidades de otros metales (como el Fe en la formación de magnetita) que no son minados.
El grado más alto (5-15 g / t Au) skarn oro depósitos se reduce relativamente, se extraen únicamente por su contenido de oro, las concentraciones económicas falta de otros metales, y tienen una asociación distintivo Au-Bi-Te-Como geoquímica. La mayoría de skarns de oro de al to grado se asocian con reducida (ilmenita-cojinete, Fe2O3 / (Fe2O3 + FeO) << 0.75) dioritagranodiorita complejos plutones y diques / alféizar. Por lo general se producen en protolitos clásticas ricos en lugar de piedra caliza pura y alteración skarn de diques, los marcos y las unidades volcaniclásticas es común. skarns de oro reducidas están dominados por piroxeno rico en hierro (normalmente> HD50), pero las zonas proximales pueden contener abundante granate grandita intermedio. Otros minerales comunes incluyen K-feldespato, scapolite, vesuvianita, apatita, y anfíboles. zonas distales / principios contienen hornfels K-feldespato, que se pueden extender por 100 de los metros más allá de skarn masiva biotita +-K-feldspar hornfels, que pueden extenderse por 100 metros de skarn masivo. Debido a la naturaleza carbonosa y rica en cloro de las rocas sedimentarias en estos depósitos, la mayoría del skarn es de grano relativamente fino.
La mina de la placa de níquel en el distrito Hedley, Columbia Británica es la de mayor y más alto grado de Au skarn en Canadá. la producción discontinua a partir de 1904 hasta que la mina se cerró en 1995fue de 13,4 millones de toneladas con un promedio de 5,3 g / t de oro, 1,3 g / t Ag, y 0,02% de Cu (Ray et al., 1996). De esta cifra, más de 3 millones de toneladas de mineral se extraía subterráneo en un grado aún más alto, con un promedio 14 g / t Au. Skarn formado en rocas clásticas dominantemente del Grupo Nicola Triásico superior, que forma parte de la alóctona Quesnel de Terrane del cinturón Intermontano. Skarn está espacialmente y genéticamente asociada con los dioríticos intrusiones Hedley, que comprenden Toronto la Bolsa
y una serie de diques y umbrales, muchos de los cuales exhiben fuerte alteración endoskarn que contiene abundante piroxeno, biotita, granate, anfíboles, y K-feldespato. Datación de estas intrusiones sugiere un rango de edad de 194 a 219 Ma (Ray & Dawson, 1994). El Toronto Stock es una intrusión ilmenita-cojinete muy reducida con un valor promedio Fe2O3 / (Fe2O3 + FeO) de 0,15, el más bajo de todos los skarn de Au (Ray et al., 1995) y el más bajo de cualquier clase de skarn importante (Meinert, 1995). Como primera reconocido por Billingsley y Hume (1941), skarn se divide en zonas en el espacio y tiempo en relación con la Bolsa Toronto , diques y umbrales asociados (Fig. 33). La alteración más temprana y más distal es una hornfels biotita grano fino que afecta tanto a las rocas clásticas y algunos de los primeros marcos de grano fino (Ray et al., 1988). Con el tiempo y la proximidad a skarn masiva, biotita se produce con K-feldespato y piroxeno y es ligeramente más gruesa de grano (Ettlinger, 1990). Esto forma una aureola alrededor de la skarn masiva granate-piroxeno que se divide en zonas de granate> piroxeno cerca de Toronto el Stock de piroxeno-dominante (granate: piroxeno <0,1) skarn en zonas de mineral distales (Et tlinger et al., 1992). Granate es grandita intermedio en la composición mientras que piroxeno es relativamente rica en Fe (Fig. 34). El granate más rica en Fe (Ad73-82) se produce en zonas de mineral distales (Ettlinger et al., 1992), mientras que la composición piroxeno cambia sistemáticamente lejos de Toronto la Bolsa y los diques más grandes, cada vez más rica en Fe y ligeramente más Mn- rica (Fig. 35). Los minerales de sulfuro asociados con granate y piroxeno skarn son arsenopirita dominantemente, löllingite, y pirrotita. Otros minerales de sulfuro, en orden decreciente de abundancia, son calcopirita, pirita, esfalerita, hedleyite (Bi2 + XTe1-X), bismuto nativo, Au, galena, y maldonite (Au2Bi) (Ettlinger, 1990). Este último grupo de minerales se asocia sobre todo con una menor alteración de temperatura que incluye anfíboles, wollastonita ferroan, scapolite, y prehnite. El scapolite y algunos anfíboles son inusualmente rica en cloro y esta característica ha sido sugerido como una guía de exploración a los sistemas ricos en AU (Pan et al, 1994;. Pan, 1998). galena y maldonite (Au2Bi) (Ettlinger, 1990). Este último grupo de minerales se asocia sobre todo con una menor alteración de temperatura que incluye anfíboles, wollastonita ferroan, scapolite, y prehnite. El scapolite y algunos anfíboles son inusualmente rica en cloro y esta característica ha sido sugerido como una guía de exploración a los sistemas ricos en AU (Pan et al, 1994;. Pan, 1998). galena y maldonite (Au2Bi) (Ettlinger, 1990). Este último grupo de minerales se asocia sobre todo con una menor alteración de temperatura que incluye anfíboles, wollastonita ferroan, scapolite, y prehnite. El scapolite y algunos anfíboles son inusualmente rica en cloro y esta característica ha sido sugerido como una guía de exploración a los sistemas ricos en AU (Pan et al, 1994 ;. Pan, 1998).
skarn granate-piroxeno en la mina de la placa de níquel se estima que ha formado en una profundidad de 5 km y a una temperatura media de 460-480 ° C, aunque inclusiones fluidas en algunas muestras de granate y piroxeno homogeneizaron a temperaturas superiores a 600 ° C (Ettlinger , 1990). La presencia de löllingite además de arsenopirita también es sugestiva de temperaturas más altas a una fugacidad de azufre dado (Kretschmar & Scott, 1976, Heinrich y Eadington, 1986). Salinidades de granate y inclusiones fluidas piroxeno promedio de 18,3 y 9,7 en peso. por ciento de NaCl equivalente, respectivamente, con minerales hija halita dispersas en granate, piroxeno,y cuarzo obteniéndose un máximo de 37,9 en peso. por ciento de equivalentes
de NaCl. Tal alta salinidad, fluidos de alta temperatura sería capaz de transportar significativa Au como complejos de cloruro de (Gammons & Williams-Jones, 1995, 1997).
Figura 35
sección transversal de la Bolsa de Toronto a través de zonas de skarn distales de la mina de la placa de níquel, Columbia Británica, que muestra el cambio en el granate-piroxeno abundancia y variaciones de composición en piroxeno. Los números encima de sección transversal son números de agujeros de perforación (modificado de Ettlinger et al. 1992).
El depósito de la Fortaleza se encuentra en el distrito de montaña Batalla de centronorte de Nevada y produjo 77 toneladas métricas de Au a partir de 10,9 millones de toneladas de mineral en un grado promedio de 7.1 g / t Au (Döbrich y Theodore, 1996). El Distrito de Battle Mountain contiene varios tipos de skarn diferentes que van desde un típico skarn de Cu con bajas Au grados, llamado el West Ore cuerpo, a Au-rica, skarn de Cu-pobres como los cuerpos de mineral superior e inferior de Fortaleza (Fig. 36). El cuerpo de mineral West es adyacente a la 38-38,5 Ma
N
contacts
Fig. 37 1
faults
3
2
1
Mines
Alluvium
Granodiorite 4
Havallah sequence Antler sequence
5 6
500 m Figura 36
7
N
Devonian Scott Canyon Formation Cambrian Harmony Formation
Distrito configuración geológica de los yacimientos del oeste y fortaleza, Nevada (después de Theodore y Blake 1975). sección transversal Norte-Sur a través de Fortaleza ydepósitos West se muestran en la Figura 37. Minas: 1) Fortaleza 2) West 3) Northeast Extension 4) Copper Canyon subterráneo 5) Midas 6) Minnie 7) Tomboy.
(Theodore et al., 1973, K-Ar en biotita primaria) Cu Canyon granodiorite pórfido. Los skarns más cercanas al cuerpo intrusivo están dominadas por el granate con piroxeno menor y son generalmente altos en Cu con bajas concentraciones de Au. El depósito de la Fortaleza de ánimo, como la mayoría de alto grado Au skarns, tiene una mineralogía skarn reducida inusual y firma oligoelementos (Au-Bi-Te-As) que la distingue de la mayoría de los otros tipos de skarn. La
mineralogía skarn reducida refleja la naturaleza reducida del asociado Cu Canyon granodiorite [Fe2O3 / (Fe2O3 + FeO) <0,5] que es muy distinta de plutones típico depósito oxidado pórfido Cu (Tabla 7). Los skarns más distales contienen más piroxeno de granate y contienen las concentraciones más altas de Au en el distrito (Myers, 1994). Una extensa biotita + piroxeno diopsidic + K-feldespato alteración de halo rodea la zona principal skarn y se extiende hasta 3 km de la población de Cu Canyon (Theodore y Blake, 1975). Dispersas fracturas-revestimientos y venillas de anfíboles corte de la hornfels biotita generalmente estériles pueden ser una guía de exploración útil para la mineralización cerca skarn (Ted Theodore, comunicación escrita, 2000). Al igual que gran parte del centro de Nevada, las relaciones geológicas detalladas en el Distrito de Battle Mountain se complican por numerosas fallas de empuje (DeWitt, Golconda, y Roberts montaña) que han yuxtapuestas una amplia variedad de tipos de rocas, todos los cuales han sido afectados por la alteración hidrotermal (Blake et al., 1984). rocas Host van desde Cambrian inferior a través de Permian y consisten en piedra arenisca, arcosa, pizarra, sílex, argilita, piedra verde, piedra caliza y cuarcita (Blake et al., 1984). La mayoría de skarn se produce en la Formación Medio de Pensilvania batalla, la de Pennsylvania a Pérmico Cuerno pico de piedra caliza, y la Formación del Pérmico Edna montaña. La unidad mineralizada principal es el pico de la asta de piedra caliza, que consiste en buena cama de piedra caliza gris oscuro y nódulos de sílex menores (Theodore y Blake, 1978).mineralogía de skarn se ha investigado para la mayoría de los depósitos en el distrito de Battle Mountain (Theodore y Hammarstrom, 1991; Döbrich et al., 1996). Por ejemplo, el mineral de cuerpo West se produce principalmente en el asta de pico de la piedra caliza y es un típico skarn Cu con un conjunto prograde skarn de granate grandita (Ad39-99) + piroxeno diopsidic (Hd20-50) y un conjunto retrógrado de actinolita + epidote + K-feldespato (Theodore y Blake, 1978). Pirrotita, pirita, calcopirita y marcasita son los principales minerales de sulfuro. El depósito de la fortaleza también se produce en la secuencia Cuerno, principalmente en el asta de pico de la piedra caliza y la formación de combate, y se puede subdividir en un cuerpo de mineral de superior e inferior debido al desplazamiento través de la falla Virgen. La continuidad estratigráfica entre los skarns West y fortaleza se ilustra en la sección transversal de la figura 37. El cuerpo de mineral de Fortaleza contiene un conjunto prograde skarn de piroxeno hedenbergitic (Hd20-95, Jo <10) + andraditic granate (Fig. 38), con alteración de menor importancia retrógrada a epidote + actinolita + clorita. Como se ilustra en las figuras 37 and39, piroxeno muestra un incremento general en el contenido de Fe en movimiento de la intrusión hacia la parte delantera de mármol (proximal HD30 al stock Cu Canyon y HD> 90 en la periferia skarn distal). Esta tendencia es imitado por un enriquecimiento de Mn se mueve hacia la parte frontal de mármol, con el piroxeno más cercana a la intrusión que raramente excede piroxeno muestra un incremento general en el contenido de Fe en movimiento de la intrusión hacia la parte delantera de mármol (HD30 proximal al stock Cu Canyon y HD> 90 en la periferia skarn distal). Esta tendencia es imitado por un enriquecimiento de Mn se mueve hacia la parte frontal de mármol, con el piroxeno más cercana a la intrusión que raramente excede piroxeno muestra un incremento general en el contenido de Fe en movimiento de la intrusión hacia la parte delantera de mármol (HD30 proximal al stock Cu Canyon y HD> 90 en la periferia skarn distal). Esta tendencia es imitado por un enriquecimiento de Mn se mueve hacia la parte frontal de mármol, con el piroxeno más cercana a la intrusión que raramente excede
3% Jo (excepto para cortes transversales venillas y llantas de cristal), mientras que el piroxeno cerca del frente de mármol es generalmente entre 2-8% Jo (Myers, 1994). Fortitude Pit
Hedenbergit e
> 60
Hedenbergit edenbergit e
30-6 0
Hedenbergit e
Limest Limest one/ one/ Marble
Pyroxene > Garnet
< 30 Garnet > > Pyr Pyr oxene oxene
N
Granodiorit e
400 m Virgin Dike Fluid uid f low
West Ore body
Copper Canyon St St ock oc k
Figura 39
Vista en planta de skarn en los depósitos West y fortaleza, Nevada, que ilustra la zonificación mineralógica y dirección inferido de flujo de fluido (modificado a partir de Myers 1994). sección transversal Norte-Sur a través de West y depósitos Fortaleza de ánimo se muestra en la Figura 37.
Como se ilustra en la Figura 37, la distribución de la mayoría de los metales es paralela a la zonación skarn en el asta de pico de la piedra caliza. Cu es más alta en skarn granate rico cerca del contacto intrusivo, mientras que Au se concentra en skarn piroxeno-dominante, particularmente cuando el piroxeno es rica en Fe (> Alta Definición 50). Plata ha elevado concentraciones proximal a la pasta y en la parte delantera skarn distal, más allá de la zona principal fortaleza Au (Kotlyar et al., 1998). El sistema skarn contiene varias especies de sulfuro, incluyendo calcopirita, pirita, pirrotita, arsenopirita, marcasita, esfalerita, y galena, que ocurren más o menos en el orden indicado de la intrusión de mármol. Arsenopirita A rsenopirita es localmente masiva y nativa Bi es comúnmente visible en muestras de mano. Native Au se produce en los límites de grano entre los minerales de skarn y sulfuro que indican una posible relación de reacción (Wotruba et al., 1988). En general, Au se asocia con bismuto nativo, hedleyite, pearcite, y stannite. Oligoelementos también se dividen en zonas dentro del sistema con anómala Co, Mo, Cr, y Ni en las zonas proximal y anómala As, Bi, Cd, Mn, Pb, Zn, Sb, y Hg en las zonas distales (Fig.37). Los estudios detallados de las distribuciones de metal y grado en el distrito Battle Mountain por Kotlyar et al. al . (1998) muestran que tanto el distrito y los depósitos individuales se dividen en zonas. trabajo Fluid-inclusión muestra que el skarn formado a temperaturas relativamente altas (300 a> 550 ° C) que las temperaturas de homogeneización de fluido de inclusión medida en
paralelo en la apófisis dique Virgen adyacente de la granodiorita Cu Canyon (Myers, 1994). La distribución de temperaturas de fluido inclusión de homogeneización medidos es paralela a la zonación skarn de las figuras 37 y 39. Granate más cercana a la acción principal (taladro de agujero # 500) oscila entre 360-590 ° C. granate Más distal y piroxeno (agujeros de perforación 2723 y 1997) se extienden de 380-440 ° C y 320-430 ° C, respectivamente, y el piroxeno más distal (y rica en Fe) (agujeros de perforación 1999 y 2565) varía de 350-400 ° C (Myers, 1994). Además, las condiciones de alta salinidad se han documentado, con múltiples minerales hija en inclusiones fluidas identificados por SEM y análisis STEM. mediciones de fluido de inclusión limitados indican skarn piroxeno tenía salinidades de 25 -44 en peso. por ciento de equivalentes de NaCl. Sobre la base de pruebas limitadas para hervir, Myers (1994) estimó una presión de formación de 0,4 kb (40 MPa) para el sistema de Fortaleza, en estrecho acuerdo con la estimación estratigráfica del 1,5 km y una presión de 375 bares (37,5 MPa) por Theodore y Blake (1975). Como en Hedley, la presencia de alta salinidad, fluidos de alta temperatura en Fortaleza sugiere Au transporte por complejos de cloruro. zonificación similar ocurre en y 13valores de C que indican reacción progresiva de un fluido magmático con wallrocks carbonato isotópicamente pesados, como se resume por Zimmerman et al. (1992) y Myers (1994). granates skarn se enriquecen progresivamente en O hacia el exterior de la población de Cu Canyon con granate valores de 6,9 por mil en el skar skarn n prox proxim imal al y valor valores es tan tan altos altos com como o 8,2 8,2 por por mil mil en skar skarn n dist distal al.. pirox piroxen eno o( = 8.6 8.6 a 10.3 10.3 por mil) il), anfíbole oles ( = 8.6 a 9.2 9.2 por mil), y el cu cuarzo ( = 11,4 1,4 al al 13,2 mi mil) son menos 18
sistemática, pero en cada caso el más alto valores S son más distal al stock granodiorite. La variación en 13los valores de C en calcita también pueden explicarse por reacción progresiva de flu fluidos idos magm magmáática ticass con con wallr allroc ocks ks carb carbon onat ato. o. y 13valores de C disminuyen a partir de piedra caliza in inalterado ( = 24,0 4,0 por mil, 13C = 2,4 por mil) a bloques de piedra caliza residual en skarn ( = 15,4 a 19,3, 13C = -4.5 a 1,7 por mil) a calcita intergrown con minerales de skarn ( = 11,8 a 13,1 por mil, 13C = -10,3 a -1,7 por mil). La ausencia de fases minerales con menos de valores magmáticas sugiere que los fluidos meteóricas ( <-10 ‰) probablemente no desempeñar un papel significativo en la formación de este depósito (Zimmerman et al., 1992). Esta última característica c aracterística es consistente con la relativamente pequeña cantidad de alteración retrógrada observado en el skarn Fortaleza (Myers, 1994).
Au mineralización skarn en el depósito Crown Jewel fue descubierto en 1988 y las reservas actuales reposar a 8,7 Mt un promedio de 6,0 g / t de oro, para un total de 52 t Au, aunque el depósito se encuentra todavía en una fase permitiendo prolongada (Bob Derkey, Departamento Washington de Recursos Naturales, la comunicación oral, 1998). Skarn está más estrechamente relacionada con el Cretácico (?) Granodiorita Buckhorn Mountain y una serie de diques de pórfidos de granodiorita que han sido interpretadas por Hickey (1990) como cogenéticas (Fig. 40). La L a principal plutón de granodiorita es bastante reducida y contiene ilmenita primaria. Tiene una fase frontera diorítica que es más mafic y menos silícico, pero con álcalis similares con respecto al núcleo central. central . Hickey (1992) atribuyó el contenido relativamente alto de álcali de la fase de frontera diorita a la alteración.
S 11
N 73
86
89
Gold > 1 g/t Au
Granodiorite
Figura 40
13
1
7
8
54
100 m Chert pebble conglomerate
Meta-andesite and interbedded sediments
Calcareous shale, sandstone, siltstone
Siltstone
Limestone
sección transversal Norte-Sur a través del depósito geológico joya de la corona, Washington muestra la distribución de la mineralización de oro en relación con los contactos intrusivos y estratigráficas. Modificado de Hickey (1990).
La estratigrafía y estructura de las rocas anfitrionas en Crown Jewel no se conocen bien debido a las exposiciones pobres y un evento metamórfico / cizallamiento regional que es anterior a la formación de skarn (McMillen, 1979). El cizallamiento puede estar relacionada con el desarrollo de las cúpulas de gneis en las tierras altas Okanogan (Orr y Cheney, 1987), aunque Hickey (1992) establece que ninguno de los skarn ha visto afectada por cizallamiento, por ejemplo, no hay ninguna tensión o deformación de los minerales de skarn. Rocas en el distrito que han sido afectadas por la alteración y la mineralización se pueden dividir en grupos distintos, incluyendo una unidad inferior que contiene la roca sedimentaria calcárea, piedra arenisca, pizarra y menor; una piedra caliza que se ha convertido en el mármol; una unidad superior que contiene esquisto, roca sedimentaria menor, y arenisca; y un conglomerado de guijarros de pedernal distintivo (Hickey, 1990). Se cree que estas unidades que se correlaciona con la Formación Paleozoico anarquista. Estructuralmente que recubre el anarquista esFormación del Pérmico-Triásico Kobau que consiste en rocas volcánicas andesíticas con pizarras y volcaniclásticas intercalaciones.
alteración distal, especialmente en las unidades arcillosas y clásticas, consiste en biotita y piroxeno hornfels. Más cerca de los contactos intrusivos o vías de fluido estos minerales se convierten en más gruesa de grano y piroxeno sustituye a la biotita (Fig. 41). En las rocas calcáreas y más piedra caliza, los biotita y piroxeno hornfels temprano / distales se sustituyen por granate. Algunas de las rocas se comportaron de una formación siguiendo la moda piroxeno quebradiza de manera que las venas y las brechas se cementan por granate marrón. Cerca de contactos intrusivos, piedra caliza se sustituye completamente por granate masiva y magnetita (Fig. 41). Esta es la zonificación
Figura 41 Esquema zonación alteración como una función de la composición protolith y la distancia de la intrusión de granodiorita en el depósito Crown Jewel, Washington. Modificado de Hickey (1990). reflejado por un enriquecimiento Fe en piroxeno, con el piroxeno más distal se aproxima hedenbergita puro en la composición (Fig. 42). alteración retrógrada en el Crown joya es relativamente de grano grueso y se compone de epidote, anfíboles, zoisita, calcita y cuarzo. minerales de sulfuro están asociados con la alteración retrógrada y con magnetita masiva. La magnetita-pirrotita se produce como venas corte granate cerca de la granodiorita, así como la sustitución masiva de mármol. En algunos lugares la magnetita es lo suficientemente abundante como para haber sido extraído en una escala muy pequeña en el pasado, aunque no de importancia económica es en la actualidad.
Pirrotita es el más abundante mineral de sulfuro de lejos, lo que refleja la naturaleza global reducido del protolito, pluton, y mineralogía skarn. Otros minerales incluyen pirita, marcasita, calcopirita, bismutina, cobaltite, Au nativa, bismuto nativo, y arsenopirita (Hickey, 1990). Arsenopirita sólo es abundante en el conglomerado de guijarros de pedernal relativamente impermeable y quebradizo. Como con la mayoría reducidos Au skarns, minerales de bismuto están fuertemente asociados con Au mineralización. Crown Jewel puede ser inusual en que grano grueso bismutina es fácilmente visible en el núcleo de perforación y es un excelente indicador de mineral de grado Au, que no es visible en el nivel de la mano de la muestra. Esta asociación de bismuto-Au se fundamenta en ensayos de conjuntos de núcleo de perforación (Fig. 43).
Figura 43
Representación logarítmica que muestra correlación positiva de oro (ppb) y bismuto (ppm) a partir de ensayos de núcleo de perforación del depósito Crown
Jewel, Washington. coeficiente de correlación logarítmica = 0,512. Modificado de Hickey (1990). Los fluidos asociados con la formación skarn y mineralización en joya de la corona eran salmueras salinas de alta temperatura. Hickey (1990) informa abundantes, grandes minerales de cuarzo hija halita en plutónico, pero no encontró minerales hija en las muy pequeñas inclusiones de fluidos presentes en los minerales de skarn. inclusiones fluido primario en piroxeno homogeneizaron 365-450 ° C, mientras que los de granate, se homogeneizaron 300 a 370 ° C. Dos determinaciones de salinidad de inclusiones fluidas en granate dieron valores de 19 y 22 eq. en peso. % De NaCl. inclusiones fluido en epidote y anfíboles produjeron ligeramente menores temperaturas de homogeneización de 255 a 320 ° C y 315-350 ° C, respectivamente, para la alteración retrógrada. En base a una profundidad supuesta de 4 km en el momento de la intrusión y la formación de skarn, Hickey (1990) determinó una temperatura corregida presión litostática promedio para skarn granate-piroxeno de 465 ° C. venas de cuarzo que cortan skarn granate-piroxeno tienen temperaturas de homogeneización similares con una gama más amplia de la salinidad 2-24 eq. en peso. % De NaCl.
El distrito de Río Narcea en el norte de España contiene varios skarns de Au que son muy similares a los depósitos Hedley-Fortaleza-joya de la corona. Dentro del distrito de Río Narcea hay al menos 9 zonas de mineralización de Au incluyendo Ortosa-GODAN, Carles, La BruevaPando, Pepito, Antoñana, Villaverde-Pontigo, Mari Luz, Santa Marina y El Valle-Boinás (Pevida et al. , 1998). reservas publicadas por el distrito son 22 Mt con un promedio de 3,91 g / t de oro. Las dos más grandes depósitos son El Valle (recursos de 6,84 Mt en 6,05 g / t de oro y 0,4% de Cu, las reservas de 3,72 Mt en 4,92 g / t Au) y Carles (recursos de 2,52 Mt en 4,42 g / t de oro y 0,6% Cu, reservas de 1,46 Mt en 4,18 g / t Au) (Luis Rodríguez Pevida comunicación escrita, 1999). Adicionales perspectivas skarn de Au que todavía están en la etapa de exploración incluyen godan-Ortosa (0,5 Mt un promedio de 7,1 g / t, 0. 03% de Cu) y La Brueva (1,1 Mt un promedio de 1,7 g / t de oro, 0,06% de Cu) (Luis Rodríguez Pevida comunicación escrita, 1999). Los depósitos de Río Narcea también son de interés histórico como algunas de las localidades fueron extraídos durante la época romana (Pevida et al., 1998). Los depósitos se encuentran en el empuje foreland y se pliegan distrito de la Zona cántabra de la Ibérica Hercínico macizo (Fig. 44). Las rocas sedimentarias del Paleozoico se han inmiscuido en un cinco por plutones principal asociado con la Ortosa-GODAN, Carles, La BruevaPando, Villaverde-Pontigo, y los depósitos de skarn El Valle-Boinas. análisis K-Ar de biotita fresco de los Carlés y El Valle-Boinás plutones produjo edades de 305 ± 6 Ma y 305 ± 16 Ma, respectivamente (Martin-Izard et al., 1998a). La gama plutones en la textura de equigranular a porfirítica y en composición de monzodiorite cuarzo (Ortosa) a cuarzomonzonita (Boinás) a monzogranito (Carlés, GODAN, y El Valle). Todos los plutones se reducen, ilmenita-cojinete, de afinidad arco volcánico, y van desde calc-alcalino a ligeramente alcalino, aunque esta última composición puede reflejar la presencia de alteración potásica (tanto biotita secundaria y K feldespato). El plutones son inusuales en comparación con aquellos asociados con más reducidas Au skarns en que, a pesar de
Ortosa
Godán
Carlés
La Brueva Pepito Antoñana Pando Villaverde-Pontigo
N 1 km Mari Luz
Sta. Marina Rio Narcea
Fig. 45 Spain
El Valle-Boinás Figura 44 Geología del distrito de Río Narcea con la ubicación de las minas importantes y potenciales. líneas más claras son las huellas de ropa de cama y las líneas más oscuras son las fallas. Modificado de Pevida et al. (1998).
que son muy reducidas, también son altamente fraccionada con relaciones de Rb / Sr mucho más altos que cualquier otro Au skarn. Esto puede ser debido a la alteración en lugar de una característica primaria ígnea (Cesar Casquet, comunicación escrita, 2000). Todos los depósitos contienen skarn cálcico y algunos también contienen skarn magnesian en los estratos dolomítica del Bajo Láncara y Nieva Formaciones. skarn Magnesian se desarrolla mejor en la unidad de "skarn negro" en El Valle-Boinás (Fig. 45), que consiste en gran parte de olivino forsteritic, piroxeno diopsidic, espinela, flogopita, y serpentina. análisis K-Ar de flogopita fresco de la skarn El Valle-Boinás produjo una edad de 305 ± 6 Ma, estadísticamente idéntica a la de la intrusión asociado (Martin-Izard et al., 1998a). El magnesiano skarn El ValleBoinás es similar a otros skarns magnesianas Au-cojinete (por ejemplo, Ettlinger et al, 1996;. Meinert, 1998). Los skarns cálcicos en el distrito se dividen en zonas de granate proximal granate> piroxeno piroxeno ± scapolite ± wollastonita mármol (Martin-Izard et al., 1998b). Además, algunos de los depósitos, tales como Ortosa y Pando, están rodeados de biotita y piroxeno hornfels en más rocas clásticas ricos. Los granates son grandita mayoría intermedio y piroxeno distancias de hasta hedenbergita casi puro (Fig. 46). La mineralización de oro está fuertemente asociada con la alteración retrógrada incluyendo epidote, anfíboles (Cl-rico hastingsite, actinolita, y hornblenda, 1.3 a 3.9% Cl, Martin-Izard et al., 1998c), clorita, magnetita, sulfuros, y K feldespato. Menor mineralización de Au también se difunde en mármol con bandas más allá de skarn, asociada con anomalías de arsénico. Los minerales metálicos presentes en skarn incluyen pirrotita, arsenopirita, calcopirita, löllingite, bismuto nativo, electro, y una variedad de minerales, tales como telururo hedleyite, hessite, y joseite-b. Algunos skarns y plutones, Algo complicando interpretaciones paragenéticas de los skarns Rio Narcea es la presencia local de una sobreimpresión epitermal asociado con más joven (284 ± 8 Ma, K-Ar) diques de pórfido, como es bien expuestos en el depósito El Valle-Boinás (Martin-Izard et al., 1998a). alteración Epitermal incluye silicificación, adularia, y minerales de carbonato. Incluso carbonatación más tarde, argilización, y la alteración de supergenes de minerales de sulfuro se asocian con la intrusión de diques de diabasa (233 ± 6 Ma, K -Ar). Cepedal et al. (1998a) informó que las inclusiones de fluidos en granate prograde skarn, piroxeno, y olivino formados a partir de alta temperatura (TH = 580-620 ° C), las salmueras de alta salinidad (58-64% en peso NaCleq.), Mientras limitado fluido inclusión datos indican que las venas de cuarzo-anfíboles retrógradas forman a partir de una temperatura más baja (TH = 240420 ° C), la reducción de los fluidos de salinidad (3-6,2% en peso NaCleq.). Muchas de las inclusiones fluidas en minerales asociados con la alteración retrógrada son vapor rica y algunos homogeneizada a un vapor con evidencia de ebullición (Cepedal et al., 1998a).
SE NW
500 m
300 m
100 m Jasperoid - breccia
Figura 45
Garnet - pyroxene
Equigranular Qtz Monzonite
Olivine-serpentine
Oville sandstone
Porphyry
Lancara limestone/marble
Porphyritic monzogranite
Hornfels
sección transversal del depósito de skarn El Valle-Boinás. Olivino-serpentina se conoce como "skarn negro" en el campo. Modificado de Martin-Izard (1998b).
Cepedal et al. (1998b) informaron
valores (VSMOW) de 7,2 ‰ para granate, 9,4
‰ para piroxeno, 10.2 ‰ para anfíboles, y 10,8 a 16,9 ‰ de mármol, mientras que los valores
medidos para el carbonato inalterado rocas anfitrionas en el distrito oscilaron entre 21.9-24.0 ‰, típico de carbonato marina rocas. Una sola medición de D en anfíboles arrojó un valor de valores D son consistentes con un fluido hidrotermal de origen 69,5 ‰. Ambos magmático.
El distrito Elkhorn en Montana contiene una variedad de reducidas Au skarns relacionados con las acciones diorita máficas marginales al Batolito de Boulder. depósitos de skarn individuales incluyen Carmody, Diamond Hill, Dolcoath, East Butte, Elkhorn, Heagan, Glory Hole, y de masa fermentada. producción histórico de skarns en el distrito Elkhorn fue de 2,1 toneladas de Au como un subproducto de la minería de bases de metal (Klepper et al., 1971). La exploración reciente por varias empresas en el distrito ha definido un recurso combinado de aproximadamente 9 Mt un promedio de 4,8 g / t de oro, sobre la base de la perforación de numerosas zonas discretas skarn (Everson & Read, 1992 y resúmenes no publicados). Esto representa un recurso combinado de más de 45 toneladas de Au contenidas en skarn. La fase principal del Boulder Batholith es monzonita cuarzo fechada en 75,7 ± 2,8 Ma (Everson & Read, 1992). las poblaciones de satélites en Oriente Butte, Butte Negro, y el cementerio Ridge son oscuros, bien a dioritas de grano medio, que son similares en edad un poco mayor que el Batolito de Boulder (Everson y Read, 1992). Estos plutones han invadido una secuencia Paleozoico inferior que incluye el Wolsey, Meagher, Parque, peregrino, Maywood, Red Lion, Jefferson, Three Forks, y formaciones de Madison. Cerca plutones, rocas arcillosas de la Park, Wolsey, y tres tenedores Formaciones se han convertido a biotita, piroxeno, y hornfels
calc-silicato, similar a la descrita en muchos otros skarns Au, mientras que las unidades de carbonato generalmente dolomíticos del Meagher, Pilgrim , Maywood, Red Lion, Jefferson, Skarn asociado con el diorita Oriente Butte está presente como endoskarn en el diorita y como exoskarn en dos unidades estratoligados cerca del contacto Wolsey-Meagher, que golpea NNO y sumerge 60-70 ° E (Everson & Read, 1992). Exoskarn consta de verde oscuropiroxeno y granate menor (Fig. 47). La pirita, pirrotita, magnetita, y arsenopirita producen difunden en skarn, con un promedio de 3-5%, y zonas como masivas de recambio cerca de la parte delantera de mármol. fases menores reconocidos petrográficamente incluyen marcasita, maldonite (Au2Bi), hedleyite (Bi14Te6), hessite (Ag2Te), gersdorfitte (Niass), y bismuto nativo (Meinert datos no publicados). alteración retrógrada consiste en anfíboles, flogopita, vesuvianita y epidota. Alrededor de la mitad de la roca mineralizada se produce como alteración endoskarn de la diorita del este de la mota (Everson y Read, 1992). Endoskarn consta de piroxeno, plagioclasa cálcica (cerca de anortita puro), anfíboles, titanite, y las venas de cuarzo-locales
Figure 47
Composition of garnet and pyroxene from the Elkhorn district, Montana (Meinert, 1998 ). 30 % Sp + Al n a r
Gr
Ad Jo
Di
Pyroxene
Hd
ortoclasa.
Cerca de la mina Carmody histórico (Klepper et al., 1971), skarn asociado con el Este Butte Diorite se produce como una sola capa stratabound en la Formación Wolsey (Fig. 48). Skarn se presume que ha sustituido a una capa de carbonato y está rodeado por hornfels biotita en las litologías originalmente más arcillosas. rocas mineralizadas en la mina de Carmody son similares a los descritos anteriormente en este Butte, excepto pirrotita es más abundante que la pirita, calcopirita y ambos y esfalerita se producen en cantidades menores.
Figura 48
Sección geológica a través de la mina de Carmody, distrito Elkhorn, Montana que muestra el control litológica de skarn y hornfels alteración. Modificado de Everson y Lee (1992).
Significativamente diferente mineralización tipo skarn se produce en la zona de masa fermentada al noroeste de East Butte cerca de la histórica mina de oro Curry (Roby et al., 1960). skarn Sourdough espacialmente se asocia tanto con monzonita y diorita y se produce como endoskarn dentro de la monzonita y como sustitución de rocas dolomíticas que se cree que ya sea Pilgrim o formación de Jefferson (Everson & Read, 1992). Tanto endoskarn y exoskarn son piroxeno dominante con granate poco. magnetita Massive se produce en la parte delantera de mármol y dentro de exoskarn asociado con piroxeno, olivino, ludwigita-vonsenite ((Mg, Fe) Bo5) y flogopita. alteración retrógrada consiste en abundante serpentina y tremolita.
A pesar de que la producción a gran escala es relativamente reciente, los skarns de Au en el cruce arrecifes, Nueva Gales del Sur, Australia se han explotado desde 1876 con la producción histórica de 1,1 toneladas de Au entre 1876 y 1938 (Gray et al., 1995). minería a cielo abierto se inició en 1988 y continúa hasta el presente, con reservas de skarn totales y producción de 2,4 Mt con una ley promedio de 3,3 g / t de oro, lo que representa 7,7 toneladas de Au. El protolith para la mineralización skarn en la salida arrecifes es una secuencia gruesa 39 m de caliza marina, siltstone, y sílex que se produce dentro de la Formación voluminosa (> 2500 m) Early Ordovícico Coombing que consiste en graywacke volcánica masiva, esquisto silíceo, siltstone, y arenite tobáceo (Gray et al., 1995). Como la mayoría de las secuencias de turbiditas en un entorno arco de islas, hay intercalaciones de tobas volcánicas y flujos, pero algunos trabajadores consideran que la configuración tectónica global como una de las cuencas superficiales que recubren una delgada corteza continental (Wyborn, 1988). Intrusivo en la Formación Coombing son diorita shoshonítica, monzodiorite, monzonita y cuarzomonzonita. En el distrito Junction Arrecifes numerosos, interconectados a nivel local, las acciones monzodiorite, diques y sills se penetraron entre 430 y 440 Ma (Gray et al., 1995). El monzodiorite Junction arrecifes está rodeado por un sistema de skarn zonal (Fig. 49), que tiene grado de mineral Au mineralización en las zonas exteriores. Dado que la mayoría de la Formación Coombing compone de rocas siliciclásticas relativamente no reactivos, la formación skarn y mineralización se limitan a ventanas estratigráficas / estructural de más rocas calcáreas dentro de la aureola metamórfica / hidrotermal de la monzodiorite y diques y umbrales asociados. Sin embargo, como en muchos otros distritos Au skarn, las rocas siliciclásticas se han convertido a hornfels biotita púrpura-marrón a 200 metros de la monzodiorite Junction arrecifes (Gray et al., 1995). Más cerca de la intrusión y a lo largo de los planos de estratificación, los fluidos que forman anfíboles y piroxeno se han infiltrado en las rocas, formando un verde hornfels biotita-anfíboles-piroxeno. Como se muestra en la Figura 49, el sistema de skarn se divide en zonas alrededor de la monzodiorite Junction arrecifes y tres minas separadas (Sheahan-Subvenciones, Frenchmans, y Cornishmens) ocurrir donde las rocas calcáreas están expuestos en las zonas de skarn exteriores. La zona de skarn más interna (denominada Zona 1) se compone predominantemente de granate de color verde pálido, menor de cuarzo, y <20% piroxeno. Tanto granate y piroxeno oscilan hasta los miembros puros finales Fe (Fig. 50). pirita menor (<5%) se difunde en el skarn granate y Au grados son bajos, con una media de 0,1-0,2 g / t Au (Gray et al., 1995). En la Zona 2 piroxeno es mucho más abundante que el granate y es ligeramente más rica en Fe, en promedio, que en la zona 1, que van hasta hedenbergita (Hope, 1990). clorito menor se informó con pirrotita y pirita (Grant, 1988). En la zona 3, el prograde
Figura 49
mapa geológico simplificado que muestra la distribución de las zonas de mineralización y alteración skarn en el cruce Arrecifes, Australia. Modificado de Gray et al. (1995).
piroxeno >> granate skarn ha sido fuertemente sobreimpresa por anfíboles acercarse ferrohastingsite en la composición. Pirrotita es el sulfuro dominante y se asocia con los anfíboles, y en menor medida, con clorito, calcita y cuarzo. Oro alcanza grado de mineral (> 1,0 g / t Au) localmente dentro de la zona 3. Zona 4 hosts la gran mayoría de la mineralización de mineral de grado (Fig. 51). texturas remanente de granate y piroxeno están presentes y raras pequeños granos sobreviven blindado en cuarzo o sulfuro, pero la mayoría de la zona 4 rocas son una masa de fieltro de color verde oscuro de minerales clorita, calcita, cuarzo, y sulfuro. El mineral de sulfuro dominante es pirrotita con menor arsenopirita, calcopirita, pirita, marcasita y. fases menores incluyen bismuto nativo, maldonite, y un no identificado mineral sulfuro de Au-Bi. Zona 4 promedios 10-20% de sulfuro y> 80% de sulfuro masivo está presente localmente en la parte delantera de mármol. Oro está asociado con minerales de sulfuro y altas concentraciones de arsenopirita (ensayos centrales van desde 0.01-9.55% As) correlacionar con altos grados de Au
(Gray et al., 1995). A nivel local, hay una zona de wollastonita, vesuvianita, cuarzo, granate ± grossularitic en la parte delantera de mármol. Esto ha sido designado Zona 5, pero no es tan continua como los otros cuatro zonas. Geoquímicamente, skarn en la salida arrecifes es anómala en Au, As, Bi, Co, Fe, Pb y Zn. Como con muchos otros skarns Au, la correlación más fuerte (r = 0,83) es de entre Au y Bi. Au y As se correlacionan sólo moderadamente (r = 0,58) y la mayoría de otros elementos no presentan una correlación sistemática con Au (Gray et al., 1995). Incluso en zonas de mineral, Ag es muy bajo, <3 ppm. inclusiones fluidas no se han examinado en minerales calcosilicatadas de la salida arrecifes. Sin embargo, las inclusiones fluidas en cuarzo y calcita tienen temperaturas de homogeneización de hasta 345 ° C y 325 ° C, respectivamente, y se observaron minerales hija sal en algunas inclusiones de fluidos, lo que indica al menos un poco de líquido salinidades> 26 eq. en peso. % De NaCl (Grant, 1988).
El depósito Beal se encuentra a unos 26 km al oeste-suroeste de Butte, Montana y tiene reservas probadas y probables de mineral de 14,8 Mt de mineral con una ley de 1,49 g / t de oro, por un total de 23,1 toneladas de Au (Hastings y Harrold, 1988). El depósito es recibido por clásticas finales del Cretácico, fluvio-deltaicas rocas sedimentarias del miembro de Vaughn de la Formación Blackleaf (Wilkie, 1996). En las inmediaciones de la mina Beal, la Formación Blackleaf se ha transformado y metasomatizado a un grado máximo de hornfels piroxeno por diorita y granodiorita intrusiones (74,8 ± 2,8 mi, fecha en la biotita K-Ar) relacionado con el Boulder Batholith (Hastings y Harrold , 1988). A fecha de K-Ar (71,7 ± 2,6 mi) en adularia en una vena Aucojinete en Beal sugiere que la mineralización y la intrusión están relacionados estrechamente (Hastings y Harrold, 1988). Estructuralmente, el depósito Beal se encuentra aproximadamente a 3 kms al este de la margen occidental de la faja plegada y corrida frontal del suroeste de Montana. Esta zona se caracteriza por una serie de norte a sur de tendencias fallas de empuje (Johnson, Primavera, y Long Tom empuja), que se yuxtaponen rocas más antiguas (Paleozoico y Precámbrico) sobre la formación Cretácico Blackleaf (Ruppel et al., 1981). El empujar anterior el depósito Beal y no está relacionada conmineralización. Numerosos defectos empinadas cortan el depósito Beal, al ser el fallo más importante alemán Gulch, zona de cizallamiento Beal, y culpa Gully (F igs. 52, 53). La zona de cizallamiento Beal golpea N80-85 ° W y sumerge 85-90 ° S, es localmente mineralizado, y era un control estructural importante para la canalización de fluidos hidrotermales (Wilkie, 1996). Todo mineralización conocida en el depósito Beal se produce dentro de los hornfels aureola de las intrusiones de granodiorita y diorita mostrados en la Figura 52. granodiorita de los cultivos Boulder Batolito a lo largo del borde del este de la zona de la mina y numerosas acciones de pequeña dioríticos y diques recortar a cabo cerca del margen de
Figura 52
mapa geológico simplificado que muestra la distribución de piroxeno, anfíboles, biotita, mica blanca, scapolite, y wollastonita con relación a un lóbulo de la Boulder Batholith y la mina Beal, Montana. Modificado de Wilkie (1996).
batolito y dentro de la mina a cielo abierto. muestras de diorita de la fosa son oscuras gris verdoso a negro verdoso y consisten en fino a plagioclasa de grano medio, biotita, anfíboles, piroxeno, y K-larguero. minerales opacos incluyen pirita, calcopirita y intercrecimientos magnetita-ilmenita. La presencia de la ilmenita es consistente con la plutones asociado con otras Au skarns reducidos. Todas las exposiciones de diorita en el foso son intensamente alterado y contienen hasta un 15-20% hidrotermal biotita / clorito alteración de piroxeno primaria, hornblenda, biotita y feldespato (Wilkie, 1996). Las muestras de los travesaños que se extienden 3 km perpendicular al contacto intrusivo demuestran zonación mineralógica y temperatura hacia fuera desde el pluton como sigue: granodiorite -> piroxeno-> anfíboles -> biotita -> mica blanca (Wilkie, 1996). La anchura de las zonas mineralógicas es aproximadamente constante en toda la zona y dentro de cada zona de abundancia mineral disminuye regularmente (para una protolith dado) con la distancia desde el pluton. Una excepción notable es la alta abundancia de piroxeno cerca de la mina Beal. Scapolite (que contiene 2-3 en peso.% Cl) también es abundante en esta área. Biotita,
Figura 53
Mapa geológico que muestra la mina Beal, Montana en relación con zonas de alteración y estructuras importantes. Modificado de Wilkie (1996).
clorita, y geotermómetros sericita [modelos de McDowell y ancianos (1980) y Walshe (1986)] indican una disminución de la temperatura de distancia desde el contacto intrusivo con una térmica anomalía coincidente con la zona de piroxeno-scapolite en la poligonal que pasa a través del depósito de mineral ( Wilkie, 1996). Piroxeno en pálidos hornfels piroxeno verde se produce como
Figure 54 Compositio n of pyroxene from in and around the Beal mine, Montana. Modified from Wilkie (1996). 30 % Jo
Di
Pyroxene
Hd
a la mina Beal, piroxeno es de grano ligeramente más grueso, más oscuro verde, y más rica en Fe (Hd42-62). piroxeno de grano más grueso se produce a lo largo de fracturas y fracturas en las intersecciones como parches orbicular. Incluso en estas ocurrencias piroxeno no constituye una mayoría de la roca. Por lo tanto, la alteración en Beal tiene mucho menos piroxeno y en general es mucho menos intensa (granate está ausente) que cualquiera de los otros skarns reducidos considerados en esta revisión. Esto se considera que es un resultado directo de la protolith carbonato-pobre y la temperatura relativamente baja de la formación de skarn (Wilkie, 1996). Anfíbol en Beal es de composición más compleja que piroxeno y oscila entre cálcico tremolita-actinolita a hornblenda y ferrohastingsite. El rica en Fe naturaleza del anfíboles es sorprendente a la luz de la Fe-pobre naturaleza de las rocas de caja. Localmente, anfíboles se produce como un reemplazo de piroxeno, pero en la mayoría de los casos no hay evidencia de textura o de composiciones de pre-existente piroxeno (Wilkie, 1996). Por lo tanto, anfíboles en Beal parece ser una fase de alteración primaria. Totalmente de rocas mineralizadas pueden contener más de 50% de los anfíboles y el anfíboles típicamente se asocia con K-feldespato, clorita, y minerales de sulfuro. Las fases principales de sulfuro incluyen pirrotita, pirita, calcopirita, arsenopirita, y tetrahedrite menor. En general, Beal es un sistema de sulfuro de los pobres. contenido de sulfuro son típicamente menos de 2%, y muchas áreas de material mineral de grado contienen menos de 1% de sulfuro total (Wilkie, 1996). Las áreas locales de>5% arsenopirita y / o pirrotita se producen, pero no siempre están asociadas con altos grados de Au. La mineralización de oro se produce como granos 1-5 micras diseminados en rocas metasedimentarias de grano más grueso y en forma de escamas en cuarzo y venas de cuarzo-sulfuro-Adularia (Hastings y Harrold, 1988). Las venas de cuarzo-sulfuro-adularia se producen en estructuras inclinadas dentro de la fosa y cortan tanto los hornfels y plutones. análisis geoquímicas de Cu, Bi, Zn, As, Au, y Ag en Show mineral de ejecución de la mina que Au se correlaciona fuertemente con Bi, débilmente correlaciona con As y Cu, pero no se correlaciona con otros elementos (Wilkie, 1996). Debido al tamaño de grano muy pequeño de la mayoría de minerales calc-silicato en Beal, estudios de fluido de inclusión han sido limitados. Sin embargo, Wilkie (1996) medido inclusiones fluidas en cuarzo de varios estilos de alteración en Beal. temperaturas de homogeneización medidos en cuarzo promedio de 344 ° para inclusiones LV, 312 ° para LV-sal, y 359 ° C para inclusiones de vapor rica. La salinidad variaron de 4.7-42 eq. en peso. % De NaCl; la salinidad de inclusiones fluidas con minerales hija varió de 34-42 eq. en peso. % De NaCl. Evidencia para hervir en asociación con minerales Au-Bi-Te se documentó a 340 ° C y salinidades de 5-20 eq. en peso. % De NaCl. temperaturas similares se determinaron a partir geotermómetros composición mineral, incluyendo arsenopirita (408-428 ° C), biotita (362-400 ° C), y clorita (314-378 ° C). En adición, 18
valores S para tanto de grano grueso (13 a 15,9 ‰) y de grano fino (12,9 a 15,5 ‰)
muestras siltstone en Beal aumentar lejos de la Boulder Batholith; muestras de grano grueso 18
tienen valores de S que son generalmente 0,5 ‰ mayor que las muestras de grano fino para un lugar determinado (Wilkie, 1996). Esta distribución es una función de dos procesos que interactúan: 1) la disminución de temperatura y 2) la disminución de la relación agua-roca lejos del contacto.
34
S
valores isotópicos están estrechamente agrupados para un mineral dado: pirrotita (7.7 a 9.3 ‰),
pirita (7,0 a 8,2 ‰), calcopirita (7.6 a 9.1 ‰), la arsenopirita (8,8 a 14,0 ‰), galena (9,2 ‰), y esfalerita (13.0 ‰). En la mayoría de los casos, los minerales de sulfuro diseminado de grano fino
tienen una menor 34 S valores isotópicos que vena sulfuros y cristales de grano grueso. No hay evidencia de un depósito de azufre sedimentaria; mayoría de las muestras son consistentes con una fuente magmática dominantemente de azufre (Wilkie y Meinert, 1994).
Considerando que el depósito skarn de oro “clásico” se caracteriza por una baja granate: relaciones de piroxeno, piroxeno hedenbergitic, y abundantes sulfuros dominadas por pirrotita y arsenopirita, varios skarns han sido extraídos por el oro que tiene un estilo de mineralogía y la mineralización muy diferente. Estos depósitos se han clasificado por Brooks et al.(1991) como skarns oro oxidado. Sus características esenciales incluyen alta granate: relaciones de piroxeno, relativamente pobres Fe-granate y piroxeno, sulfuros totales bajos, pirita> pyyrhotite y ocurrencias menores pero ubicuos de calcopirita, esfalerita, y galena. Además, las leyes de oro más altas no están asociados con prograde granate-piroxeno, sino más bien con la alteración retrógrada más tarde incluyendo abundante K-feldespato (adularia) y cuarzo. Algunos de estos depósitos puede ser considerado de transición a otros tipos de mineralización de oro tales como depósitos epitermales en el que la separación de fases (punto de ebullición) puede ser un importante mecanismo de precipitación (por ejemplo Hedenquist et al., 1996).
El McCoy Au skarn está a sólo 45 km al suroeste de la fortaleza reducida Au skarn en el centro norte de Nevada, pero difiere de manera espectacular en lo que respecta al tipo de mineralización y alteración wallrock. El depósito de McCoy contenía 15,6 Mt de mineral con un promedio de 1,44 g / t de oro y un adicional de 30,430 toneladas con un promedio de 14,6 g / t de oro que se extrae del subsuelo (Brooks, 1994). La producción es de skarn granate rico que rodea el Ma marrón stock 39, una serie de ilmenita reducida, hypabyssal, hornblenda-biotita granodiorita (Fig. 55). Brooks (1994) subdivide la población de Brown en cinco fases distintas y petrologically invoca mezcla de magmas discretos para producir fases intrusivas individuales, incluyendo algunos que son significativamente más oxidado que el endmember granodiorite. En tono rimbombante, hay correlaciones sistemáticas entre fases intrusivas individuales y la mineralogía y Au grado de skarn asociado. Para los fines de esta revisión, las cinco fases intrusivas serán tratados como un grupo, pero el lector es referido a Brooks et al. (1991) y Brooks (1994) para más detalles de esta extraordinaria petrogénesis. La pasta marrón se estima que ha invadido a plazo de 1,3 km de la superficie y este emplazamiento superficial se refleja en la gran cantidad de diques y soleras que se encuentran al margen de la acción principal (Fig. 55). En detalle, cada dique y alféizar tiene un manto de skarn mineralizado que está necesariamente generalizada en la Figura 55. (1991) y Brooks (1994) para más detalles de esta extraordinaria petrogénesis. La pasta marrón se estima que ha invadido a plazo de 1,3 km de la superficie y este emplazamiento superficial se refleja en la gran cantidad de diques y soleras que se encuentran
al margen de la acción principal (Fig. 55). En detalle, cada dique y alféizar tiene un manto de skarn mineralizado que está necesariamente generalizada en la Figura 55. (1991) y Brooks (1994) para más detalles de esta extraordinaria petrogénesis. La pasta marrón se estima que ha invadido a plazo de 1,3 km de la superficie y este emplazamiento superficial se refleja en la gran cantidad de diques y soleras que se encuentran al margen de la acción principal (Fig. 55). En detalle, cada dique y alféizar tiene un manto de skarn mineralizado que está necesariamente generalizada en la Figura 55.
Cove Deposit 1 km
N
50 m
Fig. 56
25°
4900 level Pit Outline
Gold Dome Fault
Bay Fault
Brown Stock
Peacock Fault
Biotite & pyroxene hornfels, with minor skarn
Tertiary intrusions, mostly granodiorite
Exoskarn: > 40%garnet + pyroxene
Unaltered limestone, siltstone, and shale
Figura 55
Mapa geológico del nivel de la mina McCoy 4900, Nevada que muestra la distribución de exoskarn y biotita, granate-piroxeno y piroxeno-hornfels relativos a los contactos intrusivos. Para mayor claridad de ilustración, no se muestra alteración endoskarn pero endoskarn y alteración exoskarn son aproximadamente simétricas con respecto al contacto intrusivo. Endoskarn es un fenómeno generalizado en zonas de diques y umbrales más pequeños. Modificado de Brooks (1994).
Además, la mayoría de los diques principios y marcos han sido afectadas por endoskarn granatepiroxeno. Los más altos Au grados están asociados con la fase intrusiva más reducido, pero la
mayoría de Au producción se asocia con mantling skarn las intrusiones más oxidadas (Brooks, 1994). Skarn en McCoy se divide en zonas en el espacio y el tiempo. La alteración más temprana y más distal es biotita y piroxeno hornfels. Esto resulta en una roca de grano fino pálido, con capas sedimentarias originales que aún se conservan. La distribución de hornfels biotita y hornfels piroxeno relativos a diques distales se ilustra en la Figura 56. sobreimpresión esta hornfels son venas y zonas masivas de skarn granate-dominante. granate típico: relaciones de piroxeno son 3: 1 a 20: 1. Cerca de contactos intrusivos, todos hornfels ha sido sustituido y no
Figure 57 Composition of garnet and pyroxene from the McCoy deposit, Nevada. Modified from Brooks (1994).
30 % Sp + Al n e a r
Gr
Ad Jo
Di
Pyroxene
Hd
hay rastro de capas sedimentarias que queda. Skarns más cercanos a la intrusión principal, llamada Occidente y Contacto Figura 56
Distribución de hornfels biotita y hornfels piroxeno relativos a diques distales en el depósito McCoy, Nevada. Modificado de Brooks (1994). Línea de sección se muestra en la Figura 55.
skarns pavo real, son los únicos skarns con piroxeno significativa (> 10%), y también el único piroxeno que es relativamente de grano grueso y rica en Fe (hasta HD75). Todos los demás skarn en McCoy es granate dominante y donde está presente piroxeno, es diopsidic (Fig. 57). granate temprana es Fe-pobre y se produce como reemplazos de ropa de cama de capas arcillosas (skarnoid) y como núcleos para granates más tarde metasomáticos, que son más Fe-ricos. Estas diferencias en la composición son importantes en la que la alteración retrógrada posterior reemplaza selectivamente ciertas etapas y composiciones de granate y piroxeno (Brooks, 1994). minerales de sulfuro asociados con skarn prograde incluyen pirrotita, pirita, esfalerita, galena, arsenopirita, calcopirita, bornita, Au, hedleyite, bismuto nativo, y hessite (Brooks, 1994). Late skarn granate-piroxeno coexiste con o se sobreimprime por alteración retrógrada que consiste principalmente de epidote-cuarzo-pirita-K-feldespato. Como se describió previamente, granate grandita es más susceptible a la alteración retrógrada que es andradita granate. La biotita y clorita se producen en lugar de epidote en las zonas distales de alteración retrógrada y donde piroxeno previamente fue relativamente abundante. La mayoría Au mineralización económica se asocia con alteración retrógrada, en particular con cuarzo-pirita-Kfeldespato. El K-feldespato varía en color de rosa a un bronceado pálido y es similar a adularia descrito de muchos depósitos epitermales. El más intenso de cuarzo-pirita-feldespato potásico está asociada espacialmente con una generación particular de diques y sills llama la Serie Productivo (Brooks, 1994). Sin embargo,se produce como vainas silicificada en piedra caliza más allá del límite de la alteración de granate-piroxeno. Esta última ocurrencia es similar a los jasperoides asociados con algunos Au depósitos epitermales. Como con muchos de Au skarns, McCoy contiene anómala Pb y Zn, aunque en ninguna parte del sistema de McCoy proximal son estos metales económica. Sin embargo, el gran depósito de brecha / sustitución Cove Pb-Zn-Ag se encuentra en la franja distal del sistema de McCoy y se piensa que es genéticamente relacionado con él (Brooks, 1994). Otros Au skarns oxidados con contenidos de Zn notables incluyen Nambija, Acción de Gracias, y Wabu. Acción de Gracias es el único de estos depósitos de haber producido Zn además de Au (Callow, 1967; Bryner, 1969). Los fluidos asociados con granate prograde y piroxeno a McCoy son salmueras de alta temperatura. Brooks (1994) informó de temperaturas de homogeneización en granate que van desde 330-590 ° C con un promedio de 493 ± 46 ° C. salinidades medidos variaban hasta 39,8 eq. en peso. % De NaCl. Las temperaturas de homogeneización en gama de piroxeno de 300-420 ° C y la media de piroxeno proximal es 398 ± 14 ° C, mientras que el promedio para piroxeno distal es 322 ± 14 ° C. Esta disminución espacial de la temperatura también se refleja en una
disminución de la salinidad. La salinidad del inclusiones fluidas en piroxeno proximal varía hasta 35,3 eq. en peso. % De NaCl, mientras que la salinidad máximo medido en piroxeno distal es de 22 eq. en peso. % De NaCl. Los fluidos asociados con la alteración retrógrada son ligeramente inferiores en temperatura y salinidad que los medidos en skarn prograde, pero están bien valores anteriores reportados típicamente para sistemas epitermales. inclusiones fluido en epidote (que sustituye granate) se extienden de 360-450 ° C con salinidades de hasta 28 eq. en peso. % De NaCl. Tanto la temperatura y la salinidad de las inclusiones de fluidos en epidote son menores que los valores medidos en granate. inclusiones de fluidos también se midieron en cuarzo y feldespato potásico asociado con la alteración retrógrada. inclusiones de fluidos en el rango de cuarzo vena de 280360 ° C con salinidades de 11-19 eq. en peso. % De NaCl. inclusiones de fluidos en el rango de K feldespato de 160 a 390 ° C con salinidades de 17-32 eq. en peso. % De NaCl. Brooks (1994) estimó una presión de 350 bares para la formación de skarn en McCoy y se usa esto para determinar una corrección de la presión media de 30 ° C para l as temperaturas de homogeneización medidos. Colectivamente, estos datos indican que skarn prograde formada en 330-620 ° C a partir de salmueras con salinidades hasta 40 eq. en peso. % De NaCl. A medida que las temperaturasdisminuyeron, el granate y piroxeno-formado temprano se alteraron a los conjuntos de temperatura inferiores incluyendo epidota, cuarzo y feldespato potásico. Estos minerales también forman a partir de salmueras de solución salina, pero a temperaturas de 100200 ° C más baja que la del granate prograde y piroxeno.
Wabu es un gran sistema de skarn granate rico situado en una parte remota de Irian Jaya (Fig. 32), una ubicación que disminuye su potencial económico. A diferencia de los otros sistemas de skarn considerados en esta revisión, no se ha producido en la minería Wabu y puede que no sea un depósito económico. Sin embargo, su gran tamaño (117 Mt a 2,2 g / t de oro, John Allen, comunicación escrita, 1999) hace que sea digno de estudio. Wabu es de aproximadamente 35 km al noroeste del distrito Ertsberg (véase la discusión anterior del depósito de Big Gossan) y se produce en el cinturón Cordillera Central que alberga una gran variedad de depósitos de skarn y pórfido en Irian Jaya y la vecina Papúa Nueva Guinea (van Leeuwen, 1994) . Skarn aflora por varios km en un cinturón este-oeste de las rocas sedimentarias imbricadas-empujó adyacentes a la Pagane ígnea Complex (Fig. 58). El depósito es recibido por Mesozoico Grupo Kembelangan y Cenozoico Nueva Guinea Grupo rocas de piedra caliza que son equivalentes a la sede de los estratos en el distrito Ertsberg. Skarn parece estar relacionado a intermedio calc-alcalina, para alkalic rocas ígneas del Complejo Pagane ígnea que han sido fechado en 5 .2 a 6.6 Ma (O'Connor et al., 1994). El Complejo Pagane ígnea es 8 por 2 km y consiste en múltiples intrusiones y miembros volcaniclásticas, indicativo de un nivel relativamente poco profunda de emplazamiento. Skarn en Wabu consiste predominantemente de granate con hasta 25% piroxeno. Las composiciones de granate representante y piroxeno se resumen en la Figura 59. La mayoría skarn consta de granate verde como es típico de las ocurrencias de skarn distales aunque granate marrón y rojo menor está presente cerca del contacto de diques y en bloques estructurales
interpretadas para estar cerca al contacto con el Complejo Pagane ígnea. minerales de borosilicato relativamente raros tales como axinite y danburite se producen en un estrecho zona de 1-2 m en el contacto skarn-mármol. La magnetita es localmente abundante en el skarn, en particular como cemento brecha en las zonas proximales (John Allen, comunicación escrita, 1999).
Fig. 58 la geología de la skarn oro Wabu, Irian Jaya. Modificado de Allen et al. (1998), John Allen (comunicación escrita, 1999).
Fig. 59 Composición de granate y piroxeno del skarn oro Wabu, Irian Jaya. Modificado de Allen et al. (1998) y John Allen (comunicación escrita, 1999). Como con la mayoría de Au skarns, hay una fuerte asociación de Au y Bi en Wabu y como con muchos Au skarns oxidados, Zn también es localmente abundante. Allen et al. (1998) describen zonas de esfalerita rica (varios% de Zn) que aparecen a las zonas centrales de valores altos de Au. Otros minerales de sulfuro en el sistema de skarn Wabu incluyen pirrotita, arsenopirita, pirita y löllingite traza, galena, calcopirita y (John Allen, comunicación escrita, 1999). Los fluidos asociados con granate prograde y piroxeno a Wabu son salmueras de alta temperatura con granate y piroxeno produciendo temperaturas de homogeneización de 450-600 ° C y salinidades medidos hasta 79 en peso. % De NaCl + KCl. temperaturas de fusión inicial baja también se observaron, lo que sugiere un componente importante de otras sales tales como MgCl2 y CaCl2 en los fluidos hidrotermales (John Allen, la comunicación escrita, 1999).
Ecuador tiene tres Skarns-Au que llevan significativos, Ximena, Nambija, y Guaysimi. Ximena en Ecuador el centro-oeste es una típica Au skarn reducida similar a Hedley y Fortaleza en América del Norte. Se ha producido cerca de 75.000 onzas de Au de colocadores derivados de un skarn piroxeno-dominante. Por el contrario, Nambija y Guaysimi en el sureste de Ecuador se oxidan Au skarns con similitudes con el skarn McCoy en Nevada y la cúpula roja en Australia. Mineralogía en Nambija está dominado por grandita granate y mayoría de la producción proviene de funcionamiento aluviales y de alta calificación por los campesinos locales. Nambija puede ser mejor conocido por espectaculares fotografías a color en la prensa popular que ilustran un enjambre de hormigas como de los trabajadores de las minas a cielo abierto que recuerdan a Au días de la fiebre de los siglos anteriores. geológicamente, se sabe menos sobre Nambija que la mayoría de los depósitos de skarn de Au debido a la falta de asignación organizada y la “inestable” situación de la propiedad en relación con el funci onamiento de la
superficie. Nambija es uno de una serie de Au depósitos en la parte sur de la Cordillera Real, un cinturón de tendencia norte-noreste de Cenozoico, Mesozoico, y las rocas paleozoicas (Fig. 60). La parte central de esta cinta consiste en terciaria a 78°
Columbia Pacific Ocean
100 km 0°
Quito
Ximena
Ecuador Guayaquil
Cenozoic volcanics Tertiary plutons
Cuenca
Cretaceous Island Arc rocks
Peru Nambija
Peru
Figura 60
Mesozoic sed-volc rocks Jurassic plutons Paleozoic metamorphic rocks
78°
Mapa de localización de los depósitos de skarn de oro en Ecuador con respecto a los principales cinturones orogénicos. Modificado de Litherland et al. (1994).
rocas volcánicas recientes, con varios volcanes activos. Al oeste de este cinturón volcánico es una secuencia Cretácico acreción del arco de islas y sedimentaria oceánica, volcaniclástica y rocas volcánicas, que han sido invadido por numerosos terciaria de tipo I, plutones relativamente máfica. Este cinturón alberga el depósito Ximena Au skarn. Este de la correa volcánica central se encuentra una serie de Paleozoico rocas metamórficas y rocas sedimentarias-volcánica mesozoicos, que han sido deformados por una cinta plegada y corrida. A lo largo del contacto general entre las cintas paleozoicos y mesozoicos varios grandes plutones Jurásico y el depósito Nambija está situado en una pendiente en una de estas batolitos (Litherland et al., 1994). En una escala regional, el distrito Nambija se diseca por-oeste rayando, N10 ° E a N20 ° E fallos sorprendente de empuje que están espaciados aproximadamente 10-30 km aparte (Fig. 61). Los depósitos de skarn se producen Nambija
Faults Tertiary volcanic rocks Cretaceous Napo limestone, shale
Zamora
Cretaceous Hollin quartzite
Nambija District
Jurassic Zamora granodiorite Jurassi c Misahualli calc-alkaline volcanics Triassic Piuntza shale, limestone, volcanics Triassic Tres Lagunas gneissic granite Paleozoic metamorphic rocks
30 km Figura 61
geología regional de la zona de skarn de oro Nambija, Ecuador. Modificado de Litherland et al. (1992); CODIGEM (1995). dentro metamorfoseados Piuntza rocas volcán-sedimentarias que están presentes como colgantes de techo en el batolito 170 Ma Zamora. La Unidad de Piuntza es de aproximadamente 500 m de espesor y se compone de piedra arenisca, limolita, piedra caliza, toba volcánica, y los flujos andesíticos (Paladines y Rosero, 1996). El batolito Zamora es un tonalita equigranular a granodiorita (Salazar, 1988). Otras rocas ígneas que se han reportado en el distrito de Nambija incluyen monzodiorite, monzonita, riodacita, sienita, y diques de pórfidos de cuarzo-feldespato y las poblaciones pequeñas (Hammarstrom, 1992; Paladines y Rosero, 1996). Sin embargo, la mayoría de estas intrusiones se han alterado para feldespato potásico, sericita, clorita y arcilla. De este modo, las composiciones originales y las edades de estas intrusiones no son bien conocidos. Dentro del distrito de Nambija, hay una serie de skarn de Au-rodamientos, que han sido trabajadas por los campesinos de la zona, incluyendo la de norte a sur, Fortuna, Campana,Campanilla, Nambija, Guaysimi, y Sultana del Cóndor. Se estima trabajos artesanales en Nambija haber producido 2 millones de onzas de Au y el recurso actual se estima en 23
millones de toneladas de mineral (Mining Magazine, 1990). grados reportados van desde 14 hasta 84 g / t de oro, con un promedio de 15-30 g / t Au (McKelvey, 1991; Hammarstrom, 1992). Campanilla y Campana son más pequeñas pero de grado similar (Mining Magazine, 1990). Dado el tamaño de grano grueso de la UA y el carácter rudimentario del funcionamiento aluviales y artesanales, todas las cifras de tonelaje y leyes anteriores deben considerarse con precaución. La mayoría de los bolsillos de skarn y zonas mineralizadas se producen en un corredor estructural norte-noreste de brechas, las venas y las tijeras que son paralelos a los principales defectos. Esta zona mineralizada es de 1,5 km de largo, 125 m de ancho, y se sumerge 34 ° E dentro de la pendiente (Aguirre et al., 1985; McKelvey, 1991). La mineralización de grado máximo se produce en la intersección de estas estructuras norte y fallas sorprendentes del Nordeste. Cuando estas zonas de fallas de intersección cortan skarn, la roca se diseca por largueros de cuarzo paralelas con Au nativo y pocos o ningún minerales de sulfuro (Aguirre et al., 1985). El hecho de que la mayoría de mineralización y algunos skarn es estructuralmente controlados y espacialmente asociados con rocas porfiríticas sugiere que la formación de skarn y mineralización no están relacionados con la fase principal de la granodiorita Zamora. En su lugar, la formación de skarn parece estar asociado con algunas de las intrusiones porfiríticas más jóvenes y la mineralización está asociada con largueros de cuarzo que tienen un fuerte control estructural. La mineralización de grado máximo se produce en la intersección de estas estructuras norte y fallas sorprendentes del Nordeste. Cuando estas zonas de fallas de intersección cortan skarn, la roca se diseca por largueros de cuarzo paralelas con Au nativo y pocos o ningún minerales de sulfuro (Aguirre et al., 1985). El hecho de que la mayoría de mineralización y algunos skarn es estructuralmente controlados y espacialmente asociados con rocas porfiríticas sugiere que la formación de skarn y mineralización no están relacionados con la fase principal de la granodiorita Zamora. En su lugar, la formación de skarn parece estar asociado con algunas de las intrusiones porfiríticas más jóvenes y la mineralización está asociada con largueros de cuarzo que tienen un fuerte control estructural. La mineralización de grado máximo se produce en la intersección de estas estructuras norte y fallas sorprendentes del Nordeste. Cuando estas zonas de fallas de intersección cortan skarn, la roca se diseca por largueros de cuarzo paralelas con Au nativo y pocos o ningún minerales de sulfuro (Aguirre et al., 1985). El hecho de que la mayoría de mineralización y algunos skarn es estructuralmente controlados y espacialmente asociados con rocas porfiríticas sugiere que la formación de skarn y mineralización no están relacionados con la fase principal de la granodiorita Zamora. En su lugar, la formación de skarn parece estar asociado con algunas de las intrusiones porfiríticas más jóvenes y la mineralización está asociada con largueros de cuarzo que tienen un fuerte control estructural. la roca se diseca por largueros de cuarzo paralelas con Au nativo y pocos o ningún minerales de sulfuro (Aguirre et al., 1985). El hecho de que la mayoría de mineralización y algunos skarn es estructuralmente controlados y espacialmente asociados con rocas porfiríticas sugiere que la formación de skarn y mineralización no están relacionados con la fase principal de la granodiorita Zamora. En su lugar, la formación de skarn parece estar asociado con algunas de las intrusiones porfiríticas más jóvenes y la mineralización está asociada con largueros de cuarzo que tienen un fuerte control estructural. la roca se diseca por largueros de cuarzo paralelas con Au nativo y pocos o ningún minerales de sulfuro (Aguirre et al., 1985). El hecho de que la mayoría de mineralización y algunos skarn es estructuralmente controlados y espacialmente asociados co n rocas porfiríticas sugiere que la formación de skarn y mineralización no están relacionados con la fase principal de la granodiorita Zamora. En su lugar, la formación de skarn parece estar asociado con algunas
de las intrusiones porfiríticas más jóvenes y la mineralización está asociada con largueros de cuarzo que tienen un fuerte control estructural. Un balance de monzonita cuarzo o pórfido riodacita en Nambija está presente en la mina Tierrero 2. La acción está rodeado de skarn de granate verde con una zona de inundación de color rosa feldespato potásico y brechamiento al suroeste. El skarn no es rico en sulfuros, pero la mayoría de las muestras contienen cantidades menores de pirita, calcopirita, esfalerita y / o la galena. En muestra de mano, tanto granate y piroxeno son de color verde pálido. Además, algunos granate tiene marrón pálido y tonalidades amarillas también. Tal granate verde-amarillo pálido es típico de skarn distal y es similar a la de granate en muchos skarns Zn. En la sección delgada, el granate se divide en zonas fuertemente como es típico de granate hidrotermal skarn. núcleos discretos y llantas están presentes para la mayoría de los granos que indican múltiples pulsos de fluido hidrotermal y en general, llantas son más andraditic que los núcleos, por ejemplo, la zonificación normal. 21-72a excepción de unas pocas muestras distales con andradita puro (Fig. 62). Aunque no es altamente anómalo, la mayoría de los gr anates contienen 0,5-
1,5% MnO. Esto es un poco más espesartina componente que normalmente se producirían en los granates Au skarn. De lo contrario, estas composiciones grandita intermedios son típicos de Au skarns y serían bastante inusual para la mayoría de los sistemas de skarn metal de base, incluyendo Fe, Cu y Zn-Pb (Meinert, 1992). Por el contrario, todo el piroxeno es diopsidic y tales piroxenos Fe-pobres son atípicas de Au skarns. Los piroxenos son también relativamente Mnrico (Hd16-34 Jo5-13), más que cualquier otro informó Au skarn, pero significativamente menor que skarns típicos de Zn. La combinación de alta granate: relaciones de piroxeno y ambos Fepobre granate y piroxeno sugiere que el sistema Nambija es a la vez oxida y Fe-pobre. Esto es
consistente con las abundancias minerales, composiciones, y la falta relativa de los mi nerales de sulfuro de Fe. Au en Nambija se produce con vetas de cuarzo espacialmente asociados con skarn granate. Algunas vetas de cuarzo tienen sobres granate indicando por lo menos algunos contemporaneidad con la formación de skarn. Las inclusiones fluidas en el cuarzo son simples y dos fases. No hay minerales hija están presentes, por lo que la salinidad total es <26 en peso. % Equiv NaCl. Las temperaturas de homogeneización no se determinaron, pero la falta de reacción retrógrada con granate, talescomo la formación de epidote, sugiere que la temperatura de vetas de cuarzo es relativamente alta y más allá de la gama de de tipo epitermal mineralización. Parece que hay una transición de vetas de cuarzo con sobres granate al cuarzo venas y las inundaciones de cuarzo de la roca sin reacción aparente. Una vez más, la falta de reacción retrógrada con granate, tales como la formación de epidote, sugiere que la temperatura de vetas de cuarzo es relativamente alta. En la mina de Campana, skarn granate marrón es cortado por las venas de cuarzo paralelas con una textura laminada / cinta. Esta roca claramente registra dos eventos separados. El primer evento es la formación de skarn granate relativamente de grano grueso con zonación óptica similar a otras muestras Nambija (composición del núcleo Ad 40, RIM AD60). Piroxeno en esta muestra tiene un contenido de Fe similar a las otras muestras Nambija, pero el contenido de Mn es aún mayor que las otras muestras (Hd31Jo13). El segundo evento es una deformación frágil en el que la roca ha sido veteado por cientos de vetas de cuarzo paralelas (1-20 por cm). Las paredes de las venas de cuarzo se adaptan perfectamente, lo que requiere que se produjo la rotura frágil y sin esfuerzo cortante significativo. Los cristales de granate han sido en rodajas, como si por un peine, en de astillas paralelas decenas, con cada astilla separados por cuarzo ópticamente continua. Tanto en la venas de cuarzo y cuarzo inundaciones no hay ninguna reacción aparente de los fluidos hidrotermales con la wallrock (granate). Las inclusiones fluidas en el cuarzo son en su mayoría vapor rico en lo que indica que se ha producido hirviendo exsolution / fluido, probablemente debido a una reducción de presión repentina, posiblemente causado por el movimiento de fallo. No hay minerales hija están presentes, por lo que la salinidad total es <26 en peso. % Equiv NaCl. Esta textura es similar a la observada en los depósitos de Au orogenicos mesotermales donde vetas de cuarzo contienen decenas a cientos de cintas de pared de roca cortada, separadas por cuarzo.
La mayoría de skarns de oro son skarns cálcicos. La mayoría de skarns magnesianos se forman de protolitos dolomíticos y muestran una mineralogía de diagnóstico que incluye forsterita, espinela y la serpentina. Aunque una variedad de fases de espinela pueden estar presentes, por lo general magnetita es dominante y, por lo tanto, la mayoría de skarns magnesianos están minadas de hierro y son relativamente fáciles de encontrar debido a su fuerte firma magnética. Aunque un millón de toneladas en un grado medio de 6 g / t de oro se producen a partir de skarn magnesiano en la mina de cable, Montana (Earll 1972), la mayoría de skarns de oro son skarns cálcicos y poco se ha publicado hasta hace poco en la ocurrencia de skarns de oro magnesianas (Ettlinger et al.1996; Mueller 1997). La mayoría de skarns magnesianas forman a partir de protolitos dolomíticos y exhiben una mineralogía de diagnóstico que incluye forsterita, espinela,
y serpentina. Aunque una variedad de fases de espinela puede estar presente, magnetita normalmente es dominante y, por tanto, la mayoría de skarns magnesianas se extraen para el hierro y son relativamente fáciles de encontrar debido a su fuerte firma magnética. Butte Highlands, en el suroeste de Montana es un skarn magnesiano inusual, ya que es un recurso de oro importante, pero carece de los óxidos de hierro abundantes y sulfuros. Como se ha señalado por Ettlinger et al. (1996), el Fe-pobre naturaleza de este depósito significa que él y otros como él, no puede sobresalir en los estudios geofísicos estándar.
Butte Highlands es uno de los muchos skarns auríferos asociados con las intrusiones marginales relativamente máficas del Boulder Batholith. Butte Highlands se encuentra en el margen sur del Batolito de Boulder, a unos 24 km al sur de Butte, Montana. Skarn se asocia con un fino a diorita equigranular de grano medio, que se ha cruzado en núcleo de perforación por debajo de la zona principal mineralizada, llamado Nevin Hill (Ettlingeret al.1996). Cerca de contactos con rocas sedimentarias, las exposiciones de diorita endoskarn alteración con hornblenda reemplazados por piroxeno diopsidic y titanite, plagioclasa sustituido por zoisita y prehnite, y el enriquecimiento de calcio de plagioclasa (a bytownite). Además, la diorita es cortado por venillas de pirrotita con los sobres ortoclasa, tremolita, y calcita. La diorita se ha introducido la sección estratigráfica paleozoica inferior a Butte Highlands causando grandes hornfelsing y recristalización de las formaciones de Wolsey, Meagher, Park, y peregrino. rocas arcillosas de la Formación parque se han convertido a biotita y piroxeno hornfels, similar a la descrita en muchos otros skarns de oro, mientras que los dolomíticos Meagher y peregrino formaciones han sido recristalizado y localmente silicificada (Ettlinger et al.1996). Mantos y chimeneas de mineral de reemplazo sulfuro masiva en los mármoles Meagher y peregrino se extrajeron de metales básicos en la primera parte del siglo (Sahinen 1950), pero la mayor parte de skarn y mineralización de oro se produce en la Formación Wolsey y la base de la Meagher Formación. La Formación Wolsey en Butte Highlands es descrito por Ettlinger et al. (1996) como que consiste en intercalada, nonfossiliferous, mudstone dolomítica y la pizarra, con algunas unidades de roca sedimentaria y carbonato. Prograde skarn en Butte Highlands está dominado por olivino forsteritic con menor piroxeno y flogopita (Fig. 63). A pesar de estos minerales son todos de color verde pálido en color, esta roca es de color negro en la mano
Composition of olivine, spinel, garnet, and pyroxene from Butte Figure62 Highlands, Montana (data from Ettlingeret al. 1996; Meinert, unpublished data).
30 % Mn Spinel
Fe
Mg Olivine
Mn Fe
Mg Garnet Gr Di
Sp+Al Jo
Pyroxene
Ad Hd
espécimen debido a serpentization omnipresente. Granate no es abundante en Butte Highlands, pero está presente en endoskarn y con espinela como una sobreimpresión de la skarn olivino antes. Tal sobreimpresión de los primeros minerales de skarn magnesian por los minerales de skarn tarde cálcicos ha informado de numerosos sistemas de skarn magnesian en todo el mundo (Aksyuk y Zharikov 1988; Pertsev 1991). Ni el granate ni espinela son Fe-rico, en contraste con la mayoría de sistemas de skarn (Fig. 62). alteración retrógrada de los resultados de olivino en abundante serpentina, flogopita, talco, carbonato, y magnetita. alteración retrógrada de más resultados cálcico skarn en anfíboles y vesuvianita, minerales que contienen tanto Mg y Ca. mineralización de sulfuro está fuertemente asociada con la alteración retrógrada y Ettlinger et al. (1996) identificaron dos asociaciones con el oro: flogopita + + pirrotita oro y clorito + arcilla + + pirrotita oro. Además de esta asociación mineralógica de oro con alteración retrógrada, existe una asociación elemental de Au con Bi, en base a ensayos de núcleo de perforación (Ettlinger et al. 1996).
Muchos skarns están asociados a plutones fanerozoicos que han invadido anteriormente rocas sedimentarias no metamorfizadas (por ejemplo, Einaudi y otros. 1981). Sin embargo, la mineralogía de skarn también ha sido descrita por varios depósitos en cinturones orogénico mayores de skarn donde se asocia con ambos plutonismo y metamorfismo de alta T-P. Además de estas ocurrencias plutónico/metamórficas, hay varios depósitos de filones "mesotermales" de oro con alteración de skarn en terrenos Precámbrico sin rocas intrusivas asociadas. Estos
sucesos son significativamente diferentes de los sistemas de skarn Fanerozoicos y se conoce poco acerca de las relaciones geológicas de skarn de alteración o la relación entre el oro y la mineralización de formación de skarn. Estos skarns parecen ser híbridos con características tanto de ambiente de metamorfismo regional como plutonismo fanerozoico. Lo que une a estos sucesos dispares es una mineralogía dominada por compo nentes muy ricos en Fe y la reducción de ensamblajes incluidos granate con importantes almandino - espessartina, hedenbergita y anfíboles ricos en Fe. En algunos casos, parece que un protolito ricos en hierro como la formación, komatiita, o metabasita es responsable de la inusual mineralogía. Además, estos depósitos suelen tener una parte o la totalidad de geoquímica de Au-As-Bi-Te característica de depósitos de skarn de oro. Estos depósitos "metamórficos" se presentan como un grupo debido a su vínculo común a metamorfismo regional, aunque existen grandes diferencias en la configuración geológica y geoquímica entre ellos.
Más allá de skarn, pero dentro de la aureola de mármol que rodea el depósito de Big Gossan, hay numerosos planar a venillas onduladas (Fig. 28g -h), por lo general menos de 1 mm de espesor, que parecen representar conductos de fluido. En estos lugares se ven como estilolitos excepto su orientación es sistemática (por lo general perpendicular) con respecto a la parte delantera de skarn. La línea central oscura de estas venas se caracteriza por una concentración de carbono, sulfuros (pirita,esfalerita y galena), clorita, serpentina, y / o arcilla. Mármol se produce durante 10s a 100s de metros más allá del skarn de Big Gossan en la pared Waripi Formación colgando. Este marbleization disminuye de tamaño de grano con la distancia desde el skarn y / o brechas intrusivo. La mayoría de skarns están asociados con plutones fanerozoico relativamente poco profundas que han invadido las rocas sedimentarias anteriormente metamorfismo ( p.ej , Einaudi et al. 1981). Sin embargo, la mineralogía skarn también se ha descrito a partir de varios depósitos en cinturones orogénicos mayores donde skarn se asocia tanto con plutonismo y metamorfismo alta TP (por ejemplo, Lucky Draw, Australia, Sheppard et al 1995;. Navachab, Namibia, Nörtemann 1997; Tillicum, British Columbia, Ray et al 1986a;. Peterson 1996). Además de estas ocurrencias plutónicas / metamórfica, hay varios depósitos "mesotermales" veta de oro con alteración skarn en terrenos precámbricos sin rocas intrusivas asociados (por ejemplo, Yilgarn cratón, Australia Occidental, Mueller 1988, 1990, 1997, Mueller et al. 1991, 1996; Provincia Esclavo, el norte de Canadá, Lhotka 1988, Lhotka y Nesbitt 1989, Bullis et al 1994;. Wyoming cratón, EE.UU., Smith, 1996; Provincia Superior, el este de Canadá, Hall & Rigg 1986, Pan & Fleet 1989, 1992, Pan et Alabama. 1991; Dharwar cratón, India, Siddaiah y Rajamani 1989). Estas ocurrencias son significativamente diferentes de los sistemas de skarn fanerozoicas y poco se sabe acerca de las relaciones geológicas de la alteración skarn o la
conexión entre la mineralización de oro y la formación de skarn. Muchos investigadores son conscientes de que aún existen estas ocurrencias de skarn y hay mucha incertidumbre sobre la fecha y la geoquímica de la formación de skarn. Estos skarns parecen ser híbridos con características tanto del ambiente metamórfico regional y plutonismo más típica Fanerozoico. Lo que une a estos sucesos dispares es una mineralogía dominada por los conjuntos muy ricos en hierro y reducidos incluyendo granate con mayor almandino-espesartina, piroxeno hedenbergitic, y rica en Fe anfíboles. En algunos casos parece que una protolith rica en Fe como la formación de hierro, komatita o metabasitas es responsable de la mineralogía inusual. Además, estos depósitos suelen tener parte o la totalidad de la firma geoquímica Au-Como-BiTe de los depósitos de skarn de oro más jóvenes. Estos depósitos “metamórficas” se presentan
como un grupo debido a su vínculo común a metamorfismo regional, a pesar de que hay grandes diferencias en la configuración geológica y geoquímica entre ellos. A medida que se identifican más depósitos como estos, es de esperar que la comprensión de sus características y origen se incrementará.
El Sorteo mina está ubicada en el distrito Burraga 150 km al oeste de Sydney en el cinturón plegado Paleozoico Lachlan. Rocas en el distrito Burraga se han visto afectados por dos episodios de plegado que resulta en una serie de posición vertical, con rumbo norte D1anticlinales y sinclinales (Fig. 63). pliegues D2 están asociados con metamorfismo DevónicoCarbonífero superior greenschist y una escisión pizarroso regional estima que se han formado en Ptotal = 2,0-2,5 kb (200-250 MPa) y T = 470 ° ± 35 ° C (Fowler 1987, 1989). Síncrona con metamorfismo regional, una serie de plutones graníticos se emplazaron con aureolas de contacto que contienen andalucita y cordierita. Uno de ellos, el granito Bathurst, a 30 km al norte de Lucky Draw, ha sido fechado en 310 ± 7 Ma (Andrew 1984).
Figura 63
geología Regional de la Burraga granodiorita dentro del Paleozoico Lachlan doblez de la correa, Australia. Modificado de Shepardet al. (1995).
El Sorteo mina está ubicada en la extremidad-inmersión al oeste de la D 1Brownlea anticlinal cerca del contacto con el Burraga granodiorita (. Figs 63, 64). La mineralización se produce en la más superior 100 m
Lucky Draw pit outline
65°
64° 37°
46° 55° 55°
200 m
Gedrite-biotite-quartzilmenite±albite
Aplite dykes
Garnet-chloriteilmenite alteration
Rockley Volcanics: mafic + ultramafic volcanics + cumulates
Burraga Granodiorite
Triangle Group: slate, quartzite graywacke
Figura 64
Mina de la geología de la mina sorteo, Australia. foliación metamórfica definido por escisión y la orientación de los minerales alargados. Modificado de Shepardet al. (1995).
del Triángulo Grupo Ordovícico, que consiste en micáceo cuarcita y cuarzo-mica esquisto, que contiene los conjuntos de cuarzo-albita-biotita-muscovita ± cordierita y cuarzo-biotitamuscovita-albita-andalucita-cordierita, respectivamente (Sheppard et al. 1995) . Dentro de unos pocos metros de la granodiorita Burraga estos conjuntos se sustituyen por el conjunto de cuarzo-biotita-plagioclasa-cordierita-andalucita-silimanita-Kfeldspar. Que recubre el grupo de triángulos son los Volcanics Rockley, que consta de los flujos máficas y ultramáficas, acumula y unidades volcaniclásticas. En el distrito Burraga, estas rocas se han transformado a tremolitaclorito y esquistos cuarzo-feldespato-biotita-anfíboles (Sheppard et al., 1995). composiciones relictos de clinopiroxeno y olivino fenocristales sugieren que estos esquistos fueron acumula ultramáficos shoshoníticas y tobas.
Alteración del grupo de triángulos cuarcita y esquisto en el Lucky Draw área de la mina consta de una etapa metamórfica temprana de medio a grueso de grano gédrite, cordierita, y staurolite que definen la tela metamórfica de la roca, una etapa intermedia de granate-biotitaclorito que sustituye a las venas y minerales metamórficos anteriores, y una última etapa que consiste en biotita verde-marrón masiva espacialmente asociados con el Burraga granodiorita y pequeños diques. Las temperaturas de la etapa temprana metamórfica se estiman por Sheppardet al.(1995) en alrededor de 600 ° C sobre la base de los equilibrios minerales. Temperatura de la alteración granate-clorito intermedio se calculó que era 538 ± 62 ° C basada en el intercambio Fe-Mg entre pares coexistente minerales. La mineralización en Lucky Draw es en la forma de minerales Au-As-Bi-Te que están fuertemente asociada con la etapa de granate-clorito de alteración. minerales identificados incluyen ilmenita, arsenopirita, molibdenita, oro nativo, maldonite (Au 2Bi), bismuto nativo, bismutina, hedleyite (Bi14Te6), joseite-B (Bi4 + xTe2-xS), tellurobismuthinite (Bi2Te3), y emplectite (CuBi2S) (Sheppard et al. 1995). La mineralización y alteración de todas las etapas son muy pobres sulfuro. Sheppard et al. (1995) afirman que pirrotita es el sulfuro de más abundante y estimar su abundancia a menos de 0,1% de secciones mineralizadas. Figure 65 Composition of Fe-rich spinel, garnet, and amphibole in terms of Mn, Mg, and Fe(to tal) from the Lucky Draw mine, Australia. In addition, garnet i plotted on a standard skarn ternary diagram to emphasize the lack of grandite component. Data from Shepardet al . (1995).
Pyralspite
85% 30%
Grandite Garnet Gr
Ad Sp
Pyralspite Garnet
Py
Alm Mn
Spinel
Mg
Fe T
Ca Mg
Amphibole
Fe T
La asociación de la mineralización con la etapa de granate-clorito de alteración metasomático sugiere que la introducción y / o removilización de elementos de mineral, Au-AsBi-Te, se produjo después de la fase principal de la deformación con penetración y antes de la biotitization directamente asociado con la cristalización y exsolution fluido desde el Buragga granodiorita. Esto es consistente con otros estudios que han sugerido que la mineralización de
veta de oro se produce después del pico de metamorfismo y es sincrónico con o poco antes de lo plutonismo ( p.ej , Mueller 1997). La temperatura C 538 ± 62 ° calculado de alteración granateclorito es mayor que la temperatura de fusión de muchos de los minerales de la mena, lo que sugiere que los fluidos que circulan durante alteración granate-clorito, tal vez impulsados por intrusión de la Buragga granodiorita, los elementos de mineral de lixiviados de la adyacente mafic-ultramáficos Rockley Volcanics y los depositó por reacción con los minerales ricos en hierro que son tan abundante en el Lucky Draw área de la mina (por ejemplo, Fig. 65). Conclusiones similares sobre la lixiviación de rocas mafic / ultramáficos durante la circulación de fluido de alta temperatura se han alcanzado por otros investigadores (por ejemplo, Steven 1993; Nörtemann 1997).
Tillicum montaña está situado en el centro sur de la Columbia Británica a lo largo del borde norte de la tendencia al este Nemo Lagos cinturón, a cinco kilómetros de ancho colgante del techo dentro del Cretácico Nelson Batolito de greenschist- superior a la inferior metavolcánicas anfibolita-grado y metasedimentarias rocas, en correlación con el Triásico Elise formación del grupo Rossland (Peterson, 1996). metamorfismo regional es silimanita grado en 5,0-6,8 kb (500 a 680 Mpa) y 630-680 ° C (Parrish 1981). En el área Tillicum, se cree que las condiciones de presión y temperatura para que sea ligeramente inferior, 4.3-6.3 kb (430 a 630 MPa) y 523 a 568 ° C, respectivamente y silimanita no se produce (Ray et al.1985; Peterson 1996). metasedimentitas consisten en finas bandas filita biotita-moscovita, biotita visto esquisto, filita y grafito biotita-moscovita. rocas metavolcánicas consisten en flujos shoshoníticas y porfiríticas máficas, tobas, brechas y argilitas intercaladas (Ray & Spence 1986). En las inmediaciones de Tillicum Mountain, el Nelson Batholith consiste en el Triásico Goatcanyon-Halifax Creek y las poblaciones de mela-diorita (Fig. 66). El stock de GoatcanyonHalifax Creek es una, monzonita cuarzo equigranular de grano medio con un ilmenita a magnetita relación de 5: 1 (Peterson, 1996). Una fase marginal de la acción Goatcanyon-Halifax Creek es una mela-diorita o hornblendite equigranular contiene xenolitos de la Bolsa de Goatcanyon-Halifax Creek. En base a la geobarometer hornblenda de Hollister et al.(1.987), Peterson (1996) estimaron presiones de emplazamiento de 6,3 y 4,3 kb, respectivamente, para los dos plutones. Ambas acciones son no deformada y por lo tanto son posteriores a la formación de skarn y mineralización asociada con el evento principal de cizallamiento. Además, la acción Goatcanyon-Halifax Creek trunca la tendencia de la mineralización en trabajos subterráneos (Peterson 1996). Dos episodios de plegado se han documentado en la zona de Tillicum (Ray et al.1985; Peterson 1996). El primer episodio se compone de pliegues isoclinales sorprendentes suroeste y el desarrollo de un prominente esquistosidad plano axial (Peterson 1996). En un segundo episodio, esta esquistosidad fue luego volvió a doblar sobre un hundimiento suroeste synform, acompañado por cizallamiento. formación Skarn y
500 m
N
Heino Money
North Slope East Ridge
Grizzly
Arnie Flats Silver Queen
Figura 66
Alluvium and/or no exposure
Diorite porphyry
Goatcanyon-Halifax Granodiorite
Undifferentiated metavolcanic rocks
Mela-diorite
Tuffaceous shale with diorite porphyry sills
Biotite hornfels
Undifferentiated metasedimentary rocks
La geología de la zona de Tillicum, Columbia Británica. Modificado de Rayet al. (1985) y Petterson (1996).
mineralización se puede colocar dentro de este marco estructural, porque los minerales calcsilicato crecen en exceso y cortar la tela metamórfica D1 en el distrito. En detalle, oro nativo, bismuto nativo, y bismutina ocurrir en fracturas en el granate, el oro se produce a lo largo de planos de exfoliación en piroxeno, y sulfuro masiva reemplaza localmente skarn calco-silicato. Además, los minerales de skarn y venas mineralizadas se cortan a nivel local y doblados de D2. Por lo tanto, la formación de skarn y mineralización es post D1 y aproximadamente sincrónica con D2. En una escala local, Peterson (1996) sugirió que la deformación se concentra a lo largo
de los márgenes de los flujos metavolcánicas y soleras que se comportaban como bloques competentes dentro de una matriz metasedimentaria más débil y que los fluidos hidrotermales / metamórficas se centran a lo largo de estos contactos. Todos los granates asociados con la mineralización son subcalcic. Una unidad calcárea pequeña en la zona de North Slope cerca de la intrusión Goatcanyon-Halifax Creek tiene granates grandita, pero este hecho no se mineraliza. granates metamórficas y granates skarn relacionados con la mineralización tienen composiciones similares pero distintos (Fig. 67). granates metamórficas se producen en esquistos y gneises bandeados como parte de Sp
t n e r a G t e i p s l a r y P
Mineralized Occurrences
Field of Metamorphic Garnets
Alm
Py
t e n a r G e t i d n r a G
Pyralspite Field of Metamorphic Garnets
Mineralized Occurrences North Slope Unit
Gr
Ad Jo
Di
Figura 67
Pyroxene
Hd
Composición de granate y piroxeno del distrito Tillicum, Columbia Británica. Granate se representa en tanto pyralspite y ternario skarn estándardiagramas que hacen hincapié en la falta de componentes grandita. Los datos de Peterson (1996).
la deformación con penetración D1. Son más subcalcic de granates skarn, que contiene tan poco como 6% en moles grandita en contraste con un máximo de 64% en moles grandita en granates skarn. Además, en promedio, contienen dos veces más pyrope (hasta 22% en moles) y la mitad como mucho espesartina (tan bajo como 15% en moles) como hacer granates skarn (tan poco
como 1% en moles pyrope y tanto como 61% en moles espesartina ). Tanto piroxeno y anfíboles son las variedades cálcicos típicos que se producen en los depósitos de skarn “normales” en un
entorno metamórfico no regional. Piroxeno es diopsidic (Hd4-42) y los anfíboles es en su mayoría dentro de la serie tremolita-actinolita (Peterson, 1996). Uso de la geotermómetro granate-biotita de Ferry & Lanza (1978), Peterson (1996) calculado una temperatura de 523-568 ° C para la formación de granate skarn, suponiendo una presión de 6 kb (600 MPa) como se determina para el emplazamiento posterior del GoatcanyonHalifax cala de valores. Este rango de temperatura es consistente con las temperaturas del fluido de inclusión atrapando (500-550 ° C) determinados a partir de granate y cuarzo asociado con la mineralización, utilizando una corrección de la presión base a la presión de 6 kb (600 MPa) antes mencionado. No se observaron minerales hija en cualquier inclusiones fluidas e inclusiones fluidas en cuarzo produjeron salinidades de 0,7 a 3,8 eq. en peso. % De NaCl (Peterson, 1996). El otro tipo principal alteración en la zona de Tillicum es hornfels biotita, que afecta a todos los tipos de roca en el distrito, excepto el Goatcanyon-Halifax Creek y las intrusiones meladiorita. Dependiendo de la protolith siendo alterado, hornfels biotita pueden ser de textura diversa pero siempre contiene la biotita, cuarzo y feldespato potásico y por lo general es unfoliated. protolitos más félsicos tienden a tener más protolitos K-feldespato y más máficas, más biotita. Algunos de la alteración de la biotita de rocas metavolcánicas, tales como los flujos de diorita pórfido y umbrales, es relativamente de grano grueso con biotita hasta varios mm. Por lo tanto, los hornfels biotita término no es estrictamente adecuada, pero se ha mantenido como un término campo porque biotita es un componente esencial y la alteración típicamente es de grano fino y granular. Hay seis zonas mineralizadas en Tillicum: Heino-Money, East Ridge, reina de plata, cuesta del norte, grisáceo, y Arnie Pisos (Fig. 66). Reservas en East Ridge son 1.4Mt un promedio de 7,7 g / t de oro. Heino-dinero es más pequeño pero mucho mayor grado, con 55.000 toneladas con un promedio de 33,4 g / t de oro. La mineralización está asociada espacialmente con la alteración skarn y zonas de cizalla. Algunos de los cizallamiento anterior skarn, como los minerales calc-silicato crecen en exceso el tejido con penetración de la metamorfismo anterior. En otros casos, las venas de cuarzo cortados con oro visible grano grueso tienen sobres de skarn y algunos de los minerales calcosilicatadas están foliados débilmente. Por lo tanto, parece que la zona Tillicum ha sido estructuralmente activa durante un tiempo considerable y que por lo menos parte de ese tiempo, los fluidos hidrotermales formando skarn-estaban activos durante el cizallamiento. Las venas se componen de cuarzo, calcita, piroxeno, anfíboles, Clinozoisita, granate, Kfeldspar, titanite, biotita, moscovita y. minerales de sulfuro incluyen importante pirrotita y pirita. En general, la mineralización en la zona de Tillicum no es rico en sulfuros. Una excepción es en la zona de Heino-Money donde skarn piroxeno-anfíboles-calcita se sustituye por una vena de sulfuro masiva que consta de pirrotita, esfalerita, galena, boulangerita, arsenopirita, calcopirita, y freibergita. reemplazo sulfuro varía de 20 a 95% de la roca, con un promedio de 80%. Los valores de Pb, Zn y Ag varían hasta 7,2%, 39,5%, y 100 oz / t, respectivamente, con
