Oro orogénico

 

 

 

FILONES CUARZO-AURÍFEROS

 

Durante varias décadas el estudio del origen de los depósitos minerales ha ocupado un campo de las investigaciones geológicas y mineras, en especial las mineralizaciones auríferas correspondientes a los denominados depósitos de oro mesotermal, también conocidos como venas de cuarzo y oro, “Mother Lode”, Filones de oro arcaico (Alldrick, 1996).

 

Estos depósitos se encuentran presentes en diferentes litologías con edades desde el Precámbrico hasta el Mesozoico (Goldfarb et al., 2001), emplazados en un amplio rango de profundidades. Con base a esto el término “mesotermal” no es aplicable en su totalidad, siendo su vinculación más acorde con las orogenias, por lo cual es más conveniente denominarlos depósitos de oro orogénico (Groves et al., 1998). Se caracterizan por sistemas hidrotermales que representan un fluido regional inherente a un tectonismo a lo largo de márgenes convergentes, que a diferencia de otros sistemas vetíticos de oro como el epitermal de baja sulfuración que no existen en orógenos y son de sistemas extensivos locales, asociados con aguas magmáticas y meteóricas.

 

Las ocurrencias minerales son filones en rocas competentes y lentes en litologías menos competentes. Aparecen típicamente como un sistema de venas en “echelon”, caracterizadas por estilos de mineralización de bajo tonelaje y relacionadas con amplias áreas de fracturamiento con oro y sulfuros asociados a redes de lentes de cuarzo (Alldrick, 1996).

 

Los depósitos se forman en zonas de fracturas como respuesta a la colisión de terrenos. Las fallas actúan como conductores del fluido acuoso rico en CO2 (5-30 % mol. (CO2), baja salinidad (<3 wt% NaCl), con alto contenido de Au, Ag, As, (±Sb, Te, W, Mo) y bajo en metales como Cu, Pb, Zn. Estos fluidos son conducidos tectónica o sísmicamente por un ciclo de acumulación de presión, posteriormente liberada en la apertura de fallas, sellamiento y repetición del proceso (Sibson et al., 1988).

 

Se ha comprobado una asociación directa entre la mineralización y fallas inversas de alto ángulo. Las fracturas son el medio de transporte de las soluciones mineralizadas, y en ellas se dan las condiciones fisicoquímicas para la precipitación del oro. De esta manera aparece un modelo estructural dominante, teniendo las vetas un desarrollo sintectónico en compresión horizontal o régimen transpresivo (Sibson et al., 1988).

 

Modelo generalizado de los estilos estructurales de precipitación de metales en depósitos vetíticos de oro. Estilo de mineralización vetítica acorde con la profundidad y la temperatura de formación. Estas particularidades propician las condiciones físico-químicas de precipitación, sucediendo varios tipos de figuras estructurales. La zona dúctil frágil está muy relacionada con los depósitos de oro. Colvine et al., 1988.

 

 La migración de fluidos a lo largo de estructuras profundas es inherente a las orogenias, y cuando la temperatura de la corteza asciende de media a alta (400 - 500ºC). En estas condiciones son diseminados sulfuros liberados en el fluido hidrotermal por reacciones de desulfidización prograda durante el calentamiento de la corteza (Goldfarb et al., 2001).

 

Esquema general del evento de colisión de terrenos, la desarticulación de una zona de subducción y la creación del sistema de fallas profundas que alcanzan a provocar la fusión parcial en la base del arco, el ascenso de volátiles y la precipitación de metales en depósitos vetíticos de oro (Adaptada de Canet, 2005).

 

Si tales fluidos con sulfuros migran a través de fracturas, cuando éstas se ponen en contacto con zonas de fallas mayores son capaces de transportar oro lixiviado, que es depositado en fallas secundarias a niveles corticales del orógeno levantado. Si las temperaturas exceden los 700ºC en las áreas fluidas los líquidos y fundidos migrarán simultáneamente (Goldfarb et al., 2001).

 

El origen de los fluidos mineralizantes es polémico. Algunas de las teorías involucran modelos magmáticos, metamórficos y estructural (Goldfarb et al., 2001), aunque todos poseen debilidades en lo referente a las cantidades de oro que concentran y la eficiencia en los procesos requeridas para su deposición (Rocks y Groves, 1988).  Han sido sugeridas fuentes magmáticas, metamórficas y mantélicas dentro de un ambiente de engrosamiento tectónico de la corteza en respuesta a la colisión del terreno, devolatización metamórfica o fusión parcial de la corteza más baja o el bloque subducido (Alldrick, 1996).

 

En terrenos acrecionados los depósitos filonianos se asocian a estructuras regionales y deformación transpresiva, levantamiento, mineralización tardía y magmatismo shoshonítico, eventos relacionados con el reequilibrio termal de la corteza tectónicamente engrosada. La deformación asociada a fallas transcurrentes y tectónica transpresiva por acortamiento de la corteza, produce algún magmatismo derivado de pequeños grados de fusión parcial en la placa subducida. El metamorfismo progrado en el complejo subducido causa la liberación de fluidos metamórficos portadores de oro, emplazados a lo largo de estructuras (Kerrich y Wyman, 1990).

 

Eventos térmicos relacionados con procesos de transpresión en márgenes convergentes de orogenias colisionales y acrecionales, con gradientes geotérmicos elevados episódicamente dentro de secuencias acrecionadas hidratadas, inician y conducen la migración del fluido hidrotermal a través de grandes distancias (Groves et al., 1998).  Se propone un origen metamórfico a partir de fluidos a gran profundidad que interactuaron con la roca encajante y extrajeron el oro presente en ella. Este fluido asciende a la superficie a través de zonas de permeabilidad relacionadas con fallas y fracturas preexistentes, donde se presentan condiciones de disminución de la presión del fluido y favoreciendo así la deposición del oro en condiciones específicas de presión y temperatura (Goldfarb et al., 1988).

 

 

Modelo esquemático del complejo tectono magmático de postcolisión y su implicación en la génesis de oro vetítico. Obsérvese la correspondencia con los regímenes de transpresión. (Goldfarb et al., 2001).

 

Cuando los terrenos son comprimidos debajo del margen continental se someten a metamorfismo progrado progresivo, resultando grandes volúmenes de fluido liberado, lo cual juega un papel importante en la génesis de las venas auríferas (Goldfarb et al., 1988).

 

Un modelo involucra a los lamprófidos asociados espacialmente y coexistiendo como indicadores de la presencia de oro mesotermal (Rocks y Groves, 1988).

 

El oro se deposita en una zona de transición de propiedades físicas entre frágil y dúctil de la masa rocosa, a presiones entre 1 y 3 kb. y temperaturas entre los 200 y 400ºC. A partir de este concepto se plantearon hipótesis para explicar la asociación de los lamprófidos calco-alcalinos con oro mesotermal. Se sugiere que magmas a alta temperatura, ricos en volátiles como lamprófidos, pueden iniciar una circulación metamórfica hidrotermal de fluidos. Si los lamprófidos son ricos en Au así como en S y CO2, podrían proporcionar Au, S y CO2  a los sistemas mesotermales (Chris y Alldrick, 1996).

 

Las orogenias Fanerozoicas alrededor de las márgenes de Gondwana y el océano Paleo-Thetys, antes de la amalgamación de Pangea, y al borde del Pacífico, subsecuente a la separación de Pangea, causan la formación de depósitos de oro orogénico. Sin embargo, donde las orogenias fueron de baja temperatura y alta presión, las vetas de oro no son importantes, y donde ocurrieron eventos de alta temperatura, no existen estructuras profundas, como en prismas de acreción relativamente delgados sobre márgenes orógenas, los depósitos de oro son menores (Goldfarb et al., 2001).

 

La no existencia de grandes provincias de oro más jóvenes de 50 Ma., proporciona un umbral para el tiempo mínimo aproximado que se requiere para aflorar los sistemas de oro orogénico. El hecho de que la edad de la mayoría de los sistemas de oro Fanerozoico sea superior a 100 Ma. indica la corta vida natural de estos tipos de depósitos de oro, a menos que sea preservado por procesos de cratonización (Goldfarb et al., 2001).

 

Fenómenos estructurales

 

El régimen transpresional fue definido originalmente por Harland (1971). Transpresión y transtensión corresponden a los estadios finales de los fenómenos de convergencia, extensión y transcurrencia. Dos placas hipotéticas se mueven la una con respecto a la otra, una de ellas está incluida octagonalmente en la otra. A lo largo de los diferentes lados del octágono, coexisten los diferentes regímenes tectónicos. Tanto la transpresión como la transtensión se exponen con la transcurrencia; sin embargo, la transpresión se relaciona con la convergencia y la transtensión con la extensión (Harland, 1971).

 

transpresion-ortogonal

Fenómeno de transpresión y transtensión en un escenario de fallas transcurentes. Harland (1971).

 

Estructura en flor traspresion -1

Transpresión en fallas transcurrentes paralelas tipo dúplex, que permiten el desarrollo de estructuras comprimidas de tipo flor positiva (Kerrich y Wyman, 1990).

 

 

transpression

Vectores de diferentes tipos de esfuerzos en el acortamiento de la corteza crea un patrón de fracturas del tipo transpresional homogéneo o particionado (Rey, 2006).

 

El régimen tectónico de transpresión involucra una componente de acortamiento perpendicular al límite transformante. El esfuerzo transpresional puede ser distribuido transversal a este límite o particionado. En este caso el acortamiento total sucede como fallas de rumbo.

 

fig2

Zonas de dilatación (áreas gris oscuras) desarrolladas en el modelo de una falla y de dos fallas respectivamente. El volumen máximo se incrementa en estas zonas y es alrededor de 2% en (a) y 5% en (b). Las flechas indican el sentido de cizalla. (c) y (d) Estructuras de permeabilidad y el vector instantáneo del flujo de fluidos Darcy para el modelo de una falla aislada (La parte del modelo cercano a la parte final baja de la falla) y el de dos fallas aisladas (la parte central del modelo), respectivamente. La zona blanca muestra las estructuras de alta permeabilidad (5x10-12 m2) desarrollado como consecuencia del fallamiento. La máxima velocidad del flujo es 1.5x10-6 m/s en (c) y 0.9x10-6 m/s en (d). En Zhang et al. (2003).

 

Es evidente la relación entre vetas de oro y fallas, y de manera cuantitativa se ha estudiado la relación de las fallas pareadas, la deformación, el flujo de fluidos y los procesos de reacción química resultantes de esta asociación.  Se estableció un modelo de la deformación resultante del fallamiento y la permeabilidad (Fig. a y b), el patrón de flujo de los fluidos y la localización de un centro de mezclas de fluidos (Zhang et al., 2003).

 

fig3

Distribución de las tasas de precipitación de oro para los modelos de una y dos fallas aisladas, respectivamente, sólo en la porción central de los modelos. La tasa de precipitación está dada en ppm. (Peso por millones de años). En Zhang et al. (2003).

 

Este modelo permitió observar el transporte de fluidos a través de rocas de baja permeabilidad, con fallas aisladas de mayor permeabilidad. El patrón de precipitación de los minerales se produjo por reacciones químicas durante procesos acoplados, lo cual es relevante para el entendimiento de la relación de los depósitos de oro con las fallas (Fig. a y b). En tal sentido el fenómeno de fallamiento y deformación  acentúan la permeabilidad de la roca encajante y genera conductos para la mezcla de fluidos en zonas de dilatación y generación de estructuras de mayor permeabilidad, que representan una descarga de tensiones y una fracturación relacionada con el incremento de la permeabilidad (Zhang et al., 2003).

 

Este mecanismo permite el transporte de fluidos a través de rocas impermeables y centraliza la mezcla de fluidos en sectores favorables como zonas de dilatación o fallas existentes. La tasa de precipitación mineral depende de la estructura, condiciones del flujo y la relación entre la velocidad del fluido y el gradiente de concentración química de la mezcla. La máxima tasa de precipitación de metales es posible cuando las zonas de dilatación y fallas tienen una alta tasa de flujo, buena mezcla y altos gradientes de concentración minerales formadores de menas (Zhang et al., 2003).  Los fluidos pueden ser trasportados a través de fallas permeables. Esto representa un buen material para explicarnos la mineragénesis del oro orogénico, y es esencial entender los procesos físicos y químicos que suceden para viabilizar la concentración de metales.

 

En el ambiente estructural de los depósitos de oro mesotermal las fluctuaciones cíclicas en la presión del fluido deben acompañar un fracturamiento intermitente de fallas conjugadas. La mineralización en un escenario estructural requiere cambios de esfuerzo dinámico acompañando cada episodio de fallamiento sísmico y este efecto sobre el régimen del fluido. El desarrollo de los filones de oro y cuarzo parecen pertenecer la última fase de reactivación de la actividad magmática dentro de un cinturón orogénico (Sibson et al., 1988).

 

Modelación de depósitos vetíticos

 

La modelación de depósitos minerales tuvo un impacto positivo para los trabajos científicos y de exploración mineral, en lo cual fue pionero el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS).  En cuanto a los depósitos de oro vetítico, es la primera vez que se explican de manera coherente sus características, esencialmente la mención a su asociación a eventos metamórficos por compresión y no específicamente a magmatismo de arco y se ofrece un extenso listado de los depósitos de esta afinidad (Berger, 1986).  Se establece además su relación con la zona de transición frágil dúctil, la generación de magmatismo filoniano a lo largo de las fracturas y la generación de estructuras vetíticas (Goldfarb et al., 1996).

 

Un perfil explicativo del “British Columbia Geological Survey” de Canadá, representa la referencia más completa de los depósitos mesotermales de baja sulfuración en vetas de cuarzo.  Consideran filones de cuarzo con baja sulfuración, epigenéticos a la roca de caja y con límites muy marcados con la misma, a veces con cierta alteración hidrotermal. El control de la mineralización está sujeto al régimen de fracturas tardías sincolisionales. El modelo genético de las vetas de cuarzo con oro se sustenta en una fuente profunda afectada por fracturas profundas en respuesta a una colisión de terrenos. Estas fallas actúan como conductos para fluidos hidrotermales ricos en CO2, H2O (5 – 30 mol% de CO2), baja salinidad (<3 wt% de NaCl). Los fluidos son dirigidos cíclicamente donde la tectónica y la sismisidad favorecen un aumento de la presión (Ash y Alldrick, 1996).

 

Es importante considerar los factores mineragénicos y evolutivos de la mineralización aurífera, presentando un nuevo modelo de generación de mineralización. Es interesante además tenerlo en consideración debido a que la evolución geológica de la Columbia Británica del Canadá y la parte Sur de Alaska poseen varias coincidencias con los procesos geológicos acaecidos en los Andes Colombianos, tanto en lo geológico como en lo metalogénico (Haeussler et al., 1995).

 

Se presenta claramente la coincidencia de signos de magmatismo intraplaca y generación de hidrotermalismo vinculado con los depósitos auríferos. Sin embargo, el análisis del proceso que contempla una apertura de una ventana del manto en la zona de subducción, debajo del prisma de acreción, nos trae más dudas que soluciones al modelo planteado, de lo cual el tipo de magmatismo y la evolución de los fluidos mineralizantes no tiene sustento, considerando todo lo que ya se conoce acerca de los mecanismos y procesos geológicos generadores de depósitos minerales (Haeussler et al., 1995).

 

 

orogeno

Diagrama de un corte esquemático en diferentes estadios de márgenes activos. Enmarcado en rojo se muestra un orógeno de colisión como consecuencia de la aproximación de dos terrenos y el acortamiento de la corteza provocando magmatismo filoniano y depósitos de oro. Adaptado de White, 2005.

 

Esto sugiere, que de existir este fenómeno, su resultado debería ser intrusivos ultrabásicos e incluso komatiíticos, de afinidad (Ni, Cu, PGE +Au), en los denominados complejos alaskanos, sin existir algunos signos de control estructural de la mineralización vetítica.

 

En Kerrich y Wyman (1990), se explica que a lo largo de fracturas profundas regionales suelen acrecionar terrenos alóctonos pertenecientes a arcos que colisionan con márgenes continentales sucediendo fenómenos de transpresión. Estos generan deformación, levantamiento y cinemática, que produce magmatismo, mineralización y reequilibrio térmico en una corteza engrosada entre 10 y 40 Ma., que es una condición necesaria para la formación de los depósitos mesotermales (Kerrich y Wyman, 1990).

 

En cuanto a la fuente primaria de mineralización se plantea vincular esta mineralización aurífera a los fenómenos de magmatismo lamprofírico, proveniente de fundidos ricos en elementos químicos, dentro de estos el oro. Sin embargo, aunque se considere que contexto de post colisión debe existir magmatismo filoniano, no es precisamente de carácter lamprofírico, ni es necesario que la fuente de mineralización sea tan profunda como desde el manto o el núcleo de la tierra, como se plantea en este trabajo (Rock y Groves, 1988). No obstante se muestra una hipótesis para el origen primario de la mineralización a partir de una fuente profunda de magmatismo filoniano quizás tipo diques que cortan las rocas graníticas del batolito y a menudo acompañan la mineralización vetítica. Estos están muy ligados a la mineralización.

 

Podemos considerar que una fase filoniana acompaña al oro orogénico producto de un magmatismo de colisión, debido a calentamiento por presión en la base del arco de carácter básico - medio, rico en volátiles confinados que lixivian la roca circundante cargada de metales. En el proceso de postcolisión, al suceder fenómenos de tectónica transcurrente y la apertura de fallas profundas, aparece el magmatismo filoniano, junto a procesos de metasomatismo y liberación posterior de una fase fluida hidrotermal en las aperturas vecinas a la raíz del dique. De aquí suponemos una variante muy específica de lo que explica Rock y Groves (1988), muy probable en la región del Nordeste Antioqueño.

 

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Diagrama de un corte hipotético del orógeno de Lachlan en el cual se interpretan los procesos metalogénicos de oro orogénico ligados a la evolución tectono magmática. (Bierlein et al., 2002).

En el trabajo de Bierlein et al. (2002), se estudia la evolución tectónica de un distrito al SW de Australia donde los procesos geológicos acaecidos poseen una gran analogía con la evolución de Colombia en determinada edad. Se detalla como un complejo de arcos de islas con cierto desarrollo de corteza semi-continentalizada, a través de micro colisiones de sucesivas etapas de arco, se edificó como un micro continente, a veces cruzados por cuencas interiores, que a la postre se aproximó al cratón australiano por consumo de la corteza oceánica. En este proceso comenzaron las etapas de colisión de un complejo de micro continentes y el continente australiano, creando un fenómeno orogénico de choque, magmatismo de poscolisión, sucesivas etapas de fallamiento transcurrente, liberación de fluidos y generación de oro orogénico (Bierlein et al., 2002).  Si analizamos lo expuesto, podremos establecer ciertas analogías con la evolución geológica y metalogénica de Colombia, que muestra complejos de acreción y microcolisiones de arcos, así como variedad de depósitos minerales testigos de esos eventos.

 

En Goldfarb et al. (2001) , se expone la distribución de los depósitos de oro orogénico en el espacio y el tiempo, enmarcados en el contexto de evolución tectónica del planeta desde el Arcaico hasta el presente, y se observa que un mismo estilo de mineralización queda marcado con ciertas diferencias condicionadas a cada época.

 

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Distribución de las provincias de oro en América con relación a su edad y contenido de metal. Algunas de ellas corresponden a los tipos de oro orogénico tales como cinturón de oro de Juneau, Alaska, Cordillera del Este en Perú y Sierra Pampeana en Argentina. (Goldfarb et al., 2001).

 

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Distribución de las provincias de oro en el planeta con relación a su edad y relacionadas con orógenos de colisión. (Goldfarb et al., 2001).

 

Generalidades

 

Un estudio profundo de la información acerca de los depósitos vetíticos de oro, nos señala que es necesario considerar varios factores y procesos geológicos que influyen en los aspectos de la evolución metalogénica. En este caso específico son de importancia el establecimiento del sistema estructural, las relaciones de campo de los cuerpos mineralizados, las particularidades microscópicas de la mineralización y el entendimiento de los procesos evolutivos regionales a nivel magmático y geodinámico.

 

Rasgos Estructurales

 

En los depósitos de oro filoniano ha sido recurrente la consideración de que el sistema estructural, dado por fracturas, diaclasas y fisuras, son los factores más importantes en el control de la mineralización, y el relleno de espacios es el elemento que permite la cristalización de las soluciones hidrotermales, independiente de la fuente de los fluidos (Groves et al. 1998).

 

Sin embargo, el hecho de relacionar la estructura como controladora de la mineralización es demasiado simple, siendo necesario establecer el tipo de estructuras, la evolución de las mismas y su papel esencial en la mineralización.  Por la diversidad estructural y sus regularidades variadas deben hacerse ciertas precisiones para lograr entender y reconocer las estructuras relacionadas con la mineralización y establecer su patrón.

 

El oro orogénico, como otros tipos de depósitos auríferos poseen control estructural (Haeberlin et al. 2001). No obstante, existen particularidades distintivas que permiten establecer si un estilo estructural corresponde para cada tipo de depósito y utilizar este argumento para afianzar el concepto de modelo de depósito. Por esta razón se planteó como un resultado a obtener el estudio estructural del distrito.

 

Sistema estructural

 

Considerando las particularidades estructurales ocurridas en zonas mineras, como por ejemplo en la fractura regional Boulder-Lefroy en el Suroeste de Australia, es de anotar la existencia de rasgos que detallan la interrelación entre las zonas de fallas y las acumulaciones minerales. Fundamentalmente se refiere a la estrecha relación entre las fracturas regionales con orientación preferencial, que en algunos de sus tramos presentan inflexiones y cambios en la dirección del rumbo.

 

En estos sitios se desarrollan sistemas secundarios de fracturas que favorecen la permeabilidad cortical y de cierta manera la posibilidad para el ascenso de soluciones que conllevan a la formación de depósitos minerales de carácter filoniano, comprobado en la existencia de cuatro prospectos de gran importancia económica para la minería de oro orogénico. De todo esto es interesante considerar los cambios de rumbo en los sistemas de fallas regionales como un criterio efectivo en el reconocimiento de prospectos para la exploración de depósitos de oro de origen orogénico.

 

 

Relación entre mineralización filoniana e inflexiones en la dirección del rumbo en fracturas regionales. Un ejemplo La Zona de fractura Boulder-Lefroy en Australia. Obsérvese la coincidencia de los prospectos auríferos y las zonas de inflexión. Hodkiewicz, P., 2003.

 

Esto además posee un fundamento teórico, explicado al menos desde el punto de vista estructural por Wilson, et al. 2003, donde se destaca el fenómeno de inflexiones y offset en fallas regionales, donde la concentración de tensiones debidas a un vector oblicuo de esfuerzos resulta en un patrón de fracturas secundarias superpuestas y desarrolladas en direcciones perpendiculares y paralelas a la dirección preferencial, fundamentalmente en estas zonas de inflexiones.

 

Esto significa que existe un fenómeno estructural para la mineralización en estas zonas, que definitivamente es de importancia en el sentido del desarrollo de espacios fisurales y permeabilidad con suficiente envergadura como para constituir condiciones propicias para el desarrollo de la mineralización filoniana. Todo esto se sucede en condiciones de acortamiento de la corteza terrestre debido a una etapa de colisión regional tardía y vectores oblicuos de esfuerzos en la interacción de terrenos.

 

Diagrama esquemático de fracturas asociado a fallas. Se desarrollan en la zona de concentración del stress por inflexión. Las fracturas poseen orientación diferente al campo de esfuerzos. En condiciones de carga o fallamiento débil, las fracturas se forman normales y paralelas a la superficie de la falla (Wilson, et al. 2003).

 

 

Por todas estas razones es posible aproximar que desde el punto de vista estructural se ha notado una serie de evidencias que justifican la relación de la mineralización con eventos estructurales definidos. En tal sentido se considera que los eventos estructurales han evolucionado en etapas de acortamiento de la corteza en fases tardías de desarrollo de complejos tectono magmáticos de suprasubducción, comenzando con una acreción de terrenos, el desarrollo de una tectónica regional de fallas pareadas transcurrentes intracorticales que favorecen fenómenos distritales de transpresión, que se acentúan en las inflexiones de estas fracturas y como consecuencia suceden fenómenos disyuntivos secundarios que sin duda dan lugar a la mineralización.

 

La cadena de eventos estructurales que suceden a escala intracortical, regional y distrital tienen estrecha relación con la sucesión de eventos metalogénicos que posibilitan el ascenso de soluciones mineralizadas, su transporte y direccionamiento a profundidades medias y la precipitación de las soluciones en espacios abiertos por fracturas secundarias subordinadas al patrón general, pero que finalmente posibilitan la culminación de todo un recorrido de las soluciones minerales desde la fuente profunda hasta la formación de un distrito mineral compuesto por filones de oro orogénico.

 

En esta cadena los eventos, de magmatismo filoniano representado por los diques andesíticos, y las propias manifestaciones de mineralización cuarzo aurífera con baja sulfuración, son los cuerpos geológicos resultantes de las condiciones de permeabilidad y generación de vías, conductos y espacios, dados por eventos estructurales que en definitiva definen el control y las regularidades de la mineralización.

 

 

 

 

 

 

 

Mineralogía.

 

Aparecen muchas manifestaciones vetíticas de oro que presentan un estilo mineralógico y paragenético bastante parecido. Sin embargo, se notan ciertas particularidades distintivas y diferencias que contribuyen a la definición de una secuencia paragenética y texturas diferenciables interesantes de ser consideradas.

 

La mineralogía de las menas poseen generalmente como fases minerales importantes la pirita, galena, esfalerita, pirrotita, calcopirita, oro, marcasita y como mineral de ganga el cuarzo, el cual está presente en todas las etapas de formación.

 

Au y ga incluido en pi_cdw

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Fotografía 1. Inclusiones de oro y galena I en pirita I.

Fotografía 2. Oro como inclusión en pirita I. La galena I intercrece con pirita I.

 

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ga intercrece con G_ ga reemplaza pi_cdw

Fotografía 3. Oro y galena I llenan fracturas en pirita I. Galena I reemplaza pirita I. Cuarzo en fracturas de galena I, pirita I y esfalerita I.

Fotografía 4. Textura en flama de intercrecimiento entre galena I y cuarzo. Galena I reemplazando pirita I.

 

Oro (Au): Se presenta como granos anhedrales asociados con galena I, principalmente rellenando fisuras en pirita I.  También como inclusiones en pirita I, galena I y  esfalerita I (Fotografías 1, 2, 3, 5, 6 ,7 y 8).

 

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Fotografía 5. Oro y cuarzo rellenando microfracturas en pirita I.

Fotografía 6. Oro en pirita I. El cuarzo, rellena fisuras en pirita I.

 

 

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Fotografía 7. Asociación de oro y galena I en fracturas de pirita I.

Fotografía 8. Pirita I intercrece con galena I. Oro y galena I intercrecen en pirita I.

 

 

Paragénesis mineral.

 

Es común a modo de ejemplo diferenciar varias etapas para la formación de minerales, cada etapa enmarcada por la aparición de nuevas especies minerales e importantes eventos, tales como la formación de fracturas, relleno de ellas e intensidad en los procesos de reemplazamiento.

 

El cuarzo es el mineral de ganga presente en la mineralización, y representa mucho mayor porcentaje con respecto a las demás especies minerales asociadas, y está presente en todas las etapas de formación.

 

Primera etapa: De cristalización, caracterizada por la formación de cuarzo y pirita I. Prosigue un evento de fracturamiento que da lugar a la formación de fisuras, principalmente en la pirita I, a través de las cuales se deposita cuarzo, oro y galena I. (Fotografías 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8 y 11).

 

Segunda etapa: Crecen esfalerita I y pirrotita. La esfalerita I reemplaza pirita I y galena I; la pirrotita se presenta como inclusiones en pirita I y galena I. (Fotografías 13, 14 y 15).

 Tercera etapa: Se forman esfalerita II y pirita II, creciendo en esfalerita I. No existen estos minerales asociados con especies formadas en etapas anteriores. (Fotografía 25)

 

Cuarta etapa: Se depositan marcasita y pirita III como pequeños cristales cúbicos sobre galena I, marcasita y esfalerita I. Aparecen exsoluciones de calcopirita en esfalerita I. (Fotografías 9, 10, 12, 14, 17, 19 y 24).

 

Entre la cuarta y la quinta etapa sucedió un segundo evento de esfuerzos y fracturamiento, que ocasionó deformación en los minerales existentes y removilización de oro.

 

Quinta etapa: A través de microfisuras en esfalerita I, se forma galena II. (Fotografía 23).

 

 

Ejemplo de secuencia paragenética para los depósitos vetíticos de oro.

 

 Los resultados del estudio mineralógico muestran una composición mineralógica donde predomina el cuarzo, que en variadas formas cristalinas y texturales interviene e influye en el proceso de cristalización de los metales.  Estos últimos están constituidos principalmente por pirita, esfalerita, galena, calcopirita, pirrotita, marcasita y oro.

 

Los sucesos de cristalización de fluidos hidrotermales de este depósito han sucedido por etapas, asociados a procesos de relleno de fisuras y espacios abiertos.

 

Durante la primera etapa y la segunda etapa de depositación se forman las especies minerales más importantes y abundantes que conforman la mineralización.  Está caracterizada por la formación de cuarzo, pirita I, galena I, esfalerita I, pirrotita y oro.  El oro, la galena I y el cuarzo, generalmente se hospedan en fisuras de cuarzo y pirita I.  Durante la tercera y cuarta etapa se forman esfalerita II, pirita II, pirita III y marcasita. La esfalerita II y la pirita II crecen en esfalerita I. La marcasita y la pirita III crecen asociados con galena I y esfalerita I.  Entre la cuarta y la quinta etapa sucedió un segundo evento de distensión y fracturamiento, que ocasionó fracturas y deformación en los minerales existentes y removilización de oro. Finalmente, en la quinta etapa, a través de microfisuras en esfalerita I, se forma galena II.

 Es notable que la precipitación de fases mineralógicas metálicas sucedan en varios estadios o etapas, las cuales son muy difíciles de generalizar, pero en efecto aparecen señales de condiciones físico químicas que provocan un cambio, al parecer brusco y que desencadenan un desequilibrio de las soluciones hidrotermales y como consecuencia precipitación de parte de sus solutos para formar fases mineralógicas nuevas.

 

Es también destacada la situación de coexistencia de un número limitado de iones metálicos en una solución que no es constantemente alimentada, y a la cual poco a poco se le agotan sus solutos metálicos, donde las variaciones de temperatura y presión gobiernan la formación e interrelación de las fases minerales, evidenciado por los constantes intercrecimientos, exsolución y sustituciones de un mismo mineral en varias etapas.

 

Es observable la influencia de las tensiones en el interior del sistema fisural donde aparecen deformaciones tempranas en un régimen dúctil, dúctil - frágil y frágil, evidenciado en las diversas etapas de fracturamiento y deformación de la galena en su clivaje triangular y el curvamiento de los mismos.

 

La paragénesis mineral define una fuente confinada de minerales de baja sulfuración dada su correspondencia con escasas fases mineralógicas metálicas y el alto porcentaje de cuarzo asociado, y el estrecho control estructural de la mineralización.

 

Relaciones de campo.

 

Existen unos elementos de las relaciones de campo que permiten generalizar una serie de consideraciones al respecto. El hecho de que las estructuras minerales sean de casi nula alteración hidrotermal significa que fueron formadas por rellenos de soluciones hidrotermales en espacios confinados, y que tanto en la etapa de cristalización como en la posterior, existieron condiciones de esfuerzos, lo cual desembocó en la creación de filones foliados. Esto nos señala un régimen de esfuerzos dinámicos en torno a la mineralización, de lo cual, una vez emplazadas las soluciones en las fisuras, en las etapas tempranas suceden extensiones en forma de pulsos, que posteriormente, con el relleno de espacios comienza una etapa de autodeformación provocada por cambios en el vector de esfuerzos que provocaron fracturación y nuevas etapas de crecimiento mineral.

 

 

Evolución geológica e implicaciones metalogénicas.

 

La evolución geodinámica y magmática parte de sucesivos procesos tectónicos y magmáticos, desarrollados por encima de la subducción, separados de la corteza continental, produciendo en la margen continental diversas etapas de magmatismo de arco, consecuente apertura de cuencas retro arco, desarrollo de nueva corteza oceánica, así como la aproximación y acreción de fragmentos de corteza continental y corteza oceánica anómala. Todo esto crea un mosaico geológico muy complejo el cual es sometido a diversos esfuerzos corticales, que resultan en un fraccionamiento de los terrenos previamente suturados, convirtiéndose en un sistema de sub bloques corticales separados por fracturas regionales., de lo cual surge un megabloque.

 

 

Esto sugiere un contexto geológico que nombramos como “Complejo Tectono Magmático de Supra Subducción”, es decir, cambios espaciales y temporales de eventos en una zona de convergencia por encima de la subducción, sucesivas microcolisiones y la generación de nueva corteza continental. Como producto de la orogenia de estos arcos sucede la amalgamación de terrenos al borde continental.

 

El papel de la interacción de sucesivos eventos magmáticos y la presencia de fallas transcurrentes, conduce a eventos orogénicos de colisión arco-arco, cierre de cuencas marginales de varios órdenes y formación de terrenos "acrecionados". Estos últimos son referidos a los complejos petrológicos antiguos exhumados, resultantes de procesos de acortamiento de la corteza “cuasi” continental, relacionados con eventos magmáticos de colisiones moderadas, y enmarcado en un mosaico geológico que constituyen fragmentos de diferentes facies de la evolución de un complejo tectónico magmático de subducción.

 

En este escenario se edifica la evolución geológica del oro orogénico y con ella la existencia de depósitos minerales marcados por eventos metalogénicos específicos. Los fenómenos de colisión propician metamorfismo, justo donde convergen la base magmática del arco, materiales de corteza oceánica, sedimentos y fluidos procedentes del fondo oceánico asimilado en la subducción (Kerrich y Wyman, 1990). 

 

La aproximación de terrenos genera aumento de las tensiones, cizallamiento, fallamiento profundo. Se propicia la fusión parcial y como consecuencia el magmatismo de postcolisión de carácter filoniano tipo lamprofírico medio - ácido y alto en volátiles. Estos materiales al ascender por la corteza a ciertos niveles lixivian metales del medio petrológico, y se somete a cambios de presión y temperatura que conduce a la precipitación de fases minerales (Kerrich y Wyman, 1990).

 

Las soluciones hidrotermales que migran hacia espacios abiertos por los sistemas de fracturas, siguiendo un patrón caracterizado por fallas profundas transversales al vector de stress colisional, y de manera subordinada fallas transcurrentes en mosaicos distritales de transpresión que le da vía al magmatismo filoniano y celdas de transtensión subordinadas como componentes fisurales a nivel de la zona de transición dúctil frágil (Sibson et al., 1998).

 

Con el avance de los procesos de post colisión, donde es común un patrón estructural de fallamiento, se crean sistemas secundarios de fracturas como respuesta a los movimientos de rumbo de las fallas pareadas, permitiendo una alta permeabilidad (Zhang et al., 2003).

 

Acá se alojan fluidos hidrotermales confinados a una temperatura y presión que permiten el equilibrio en estado líquido. La tectónica activa y los eventos sísmicos de acomodamiento cortical generan desequilibrios sucesivos de las soluciones, sucediendo la precipitación de las sales minerales cuando un cambio brusco de estas variables permite la insolubilidad de los solutos y la consecuente cristalización de especies minerales.  De esta manera aparecen precipitados por etapas de componentes silíceos, sulfuros y metales preciosos y de acá la presencia de oro orogénico (Sibson, 1986).

 

Idealized extensional-shear mesh system (Sibson, 1986)

Zona extensional en un sistema de enrejado de fallas transcurrentes. Estas aperturas secundarias facilitan la permeabilidad y ascenso de soluciones mineralizadas (Sibson, 1986).

 

El colapso de eventos sucesivos tectono-magmáticos de suprasubducción crea una corteza cuasi continental engrosada que obstaculiza el desarrollo normal de la subducción. Comienza un proceso de acortamiento, obducción del prisma de acreción y formación de suturas a lo largo de la paleo zona de subducción. Se exhuman la corteza del núcleo de los paleoarcos colisionados. Las secuencias profundas metamórficas y magmáticas quedan expuestas en suturas de terrenos alóctonos, que representan niveles profundos del arco aflorados por vasculación de bloques.

 

Si las estructuras vetíticas fueran singenéticas con intrusivos, tendríamos zonaciones y halos distritales alteración hidrotermal, por ser este un proceso invasivo, y el tipo de depósitos existentes serían epitermales, de lo cual no existen rasgos ni estilo de la mineralización. De acá que es poco probable que los depósitos minerales estén relacionados directamente con la roca que los hospedan, teniendo estos solo casuales vínculos espaciales. En este proceso son generados los depósitos vetíticos, por encima de una zona de magmatismo colisional, pero muy por debajo de la superficie.

 

Los eventos de continentalización, prolongación del fallamiento inverso, así como el nivel del corte de erosión provoca que en aproximadamente 50 millones de años estos depósitos queden expuestos y junto a ellos todo su patrón genético, donde coexisten espacialmente los depósitos filonianos originados en eventos tardíos asociados a orógenos posteriores al arco (Goldfarb et al. 2001).

 

La definición de la edad relativa de este suceso metalogénico responde a un análisis de eventos geológicos datados, de los cuales se considera que los depósitos definitivamente no pertenecen al tipo de los denominados intrusion related, sino en parte a los llamados intrusion hosted, pues estos también aparecen en complejos de rocas metamórficas. Cabe anotar que los depósitos tipo intrusion related, reportan contenidos de minerales tales como estaño y wolframio, y los de tipo orogénico epizonal, presentan mineralización del tipo Sb-Hg. No obstante, lo notable de este acotamiento es que los depósitos no son singenéticos con eventos intrusivos, sino mas bien epigenéticos y hospedados en esta rocas posterior al enfriamiento de las mismas. Adicionalmente se destaca que son también posteriores a generación de suturas de terrenos.

 

Kesler and Wilkinson B., 2006, y más adelante en Groves and Goldfarb 2007, se sugiere que los depósitos de oro orogénico son formados a profundidades estimadas en unos 20 km. de la superficie, considerados mesozonales de baja sulfuración. En esta situación se considera que dado el coeficiente de exhumación de la corteza por erosión y la profundidad estimada de formación del oro orogénico es sustentable estimar como máximo 50 millones de años una edad relativa consecuente con el contexto geológico y el estilo de mineralización.

 

aspectos esenciales que definen el modelo METALOGÉNICO

 

A partir de la concatenación de resultados de la interpretación de las relaciones de campo, la definición del sistema estructural, la caracterización de las particularidades mineralógicas, relaciones texturales y su evolución paragenética, junto a un análisis de los eventos regionales sincrónicos al suceso metalogénico, es posible definir  la conexión de procesos geológicos en torno a la mineralización filoniana como su fuente, el transporte y emplazamiento.

 

Se percibe una concatenación de rasgos geológicos con desarrollo de sistemas de fracturas regionales. Sobre el sistema de primer orden aparecen sistemas superpuestos en etapas de deformación postacreción que denotan en principio estados de deformación transpresional.  Son notables fenómenos ligados a permeabilidad y eventos mineralizantes, tales como inflexiones en el rumbo de las estructuras regionales, generación de fracturas subordinadas y su relación con la mineralización filoniana. Es evidente la superposición de un mosaico estructural relacionado con magmatismo filoniano y depósitos vetíticos, donde la mineralización y diques andesíticos coexisten y pueden tener sincronismo en sus edades.

 

Las relaciones de campo denotan magmatismo filoniano y vetas de cuarzo con oro que coexisten en diferentes litologías de terrenos acrecionados, separados por fallas regionales, que evidencian su emplazamiento posterior al magmatismo que origina los terrenos y más joven que la acreción de los mismos.  La mineralización es discordante y epigenética con la roca de caja, muy circunscrita a filones en fisuras rellenas de fluidos hidrotermales confinados.

 

El estudio mineralógico indica una evolución de los fluidos y condiciones de precipitación de fases minerales no metálicas y metálicas, caracterizado por una composición de fluidos y cristalización con saturación de fuente silícea de baja sulfuración.  Precipitación de minerales metálicos tales como pirita, esfalerita, galena y otros en trazas relativos al plomo. En menor proporción aparece calcopirita, pirrotita, marcasita, además de otras posibles fases minerales subordinadas a estas, los cuales se manifiestan como una evolución en etapas, donde los efectos dinámicos cíclicos suceden en regímenes que dúctiles y frágiles, con variaciones de presión intrafisural.  Esto provoca repentinos cambios físicos en la relación temperatura presión, y variaciones en el quimismo, conducente a un estilo textural marcado por eventos micro estructurales en torno al espacio fisural de relleno de la mineralización.

 

Es notable alteración hidrotermal en la roca de caja donde los filones se acompañan de diques andesíticos con texturas porfídicas, lo cual señala a la interacción de los diques y los filones como el fenómeno generador de alteración, más que la influencia de los filones mineralizados cuando están solos. Tampoco es notable la existencia generalizada de minerales típicos de fenómenos epitermales, ni fases minerales que señalan un origen relacionado a depósitos cordilleranos, relativos a intrusivos o de ambientes epizonales.

 

Lo referente al control estructural y a las particularidades mineralógicas conduce a considerar a este distrito como enmarcado en un contexto de evolución orogénico tardío con filones mesotermales. Su profundidad de formación es difícil de estimar dado que cualquier indicador geobarométrico dentro de los filones no arrojaría datos de profundidad de confinamiento por presión litostática, sino más bien un estadío de las presiones muy variables dentro del sistema cerrado fisural generador de los filones.

 

Con una generalización de lo anterior, y contextualizando estos resultados con los fenómenos regionales, se debe considerar que la evolución geológica se ha caracterizado por eventos colisionales.  Condiciones geodinámicas facilitan un mecanismo que comienza por un magmatismo de postcolisión, generación de fallamiento profundo, ascenso y acumulación de volátiles, una nueva etapa tardía de esfuerzos estructurales y apertura de espacios para la cristalización de minerales (Haeussler et al., 1995).  De acá se asume que esta serie de sucesos coinciden con la formación de los hoy conocidos depósitos de oro orogénico.

 

De todo lo anterior se sugiere que la mineralización filoniana corresponde al tipo de oro orogénico (Goldfarb et al, 2000), conocidos anteriormente como Mesotermales o mother lode (Cox and Singer, 1993), compuestos por cuarzo con oro y de baja sulfuración. Es notable su control y relación entre estructuras regionales, concentraciones de esfuerzos distritales y un patrón local definido por fracturas permeables.  La mineralización está circunscrita a filones con escasa alteración hidrotermal de la roca de caja, existe magmatismo filoniano medio-básico relacionado con la mineralización,  que llega a ser expuesto por un corte de erosión que alcanza niveles intermedios de la corteza de un complejo cuasi continental.

 

Los terrenos geológicos que conforman el entorno geológico se compone de una sucesiva acreción terrenos alóctonos y complejos de arcos colisionados. Debido al engrosamiento de la corteza cuasi continental y condiciones difíciles para la subducción, acompañada de relaciones tectónicas entre placas tectónicas.  Esto condce a la creación de un sistema de colisión que obstaculiza la continuación la subducción,  y expone las raíces de los arcos y algunos eventos fases intrusivos..

 

En estas condiciones se crea un mosaico compresional, con fallas inversas y de rumbo pareadas, que en determinados sectores suceden esfuerzos y tensión concentrados que dan lugar a un complejo tectono magmático colisional, condiciones de permeabilidad profunda por donde ascendió magmatismo filoniano acompañado de fluidos mineralizados.  Estructuras secundarias transpresivas en régimen frágil - dúctil, a profundidades mesotermales descargan y precipitan las soluciones, generando filones de oro orogénico.

 

 complejo colisional.jpg

Un ejemplo de evento de oro orogénico en Colombia.  Se plantea una hipótesis evolutiva y se plantea un perfil geológico esquemático de Colombia a la altura del paralelo N7º. Se representa una tomografía actual donde quedan estampados los eventos tectono magmáticos después de un proceso de colisión. En la Cordillera Central se observan los diques de andesitas porfídicas que cortan los intrusivos y metamorfitas y desde ellos las estructuras filonianas de oro orogénico, conformado el complejo metalogénico colisional del norte de la Cordillera Central.

  Apuntes finales.

 

 

En los distritos mineralizados aparecen rasgos suturales de una paleo acreción de terrenos de la parte metamórfica y magmática de un complejo tectono magmático de supra subducción. A este sistema se superponen esfuerzos de segundo y tercer orden a ambos lados de los límites tectónicos distritales, creando un mosaico con orientación preferencial vinculada a magmatismo filoniano y mineralización vetítica de cuarzo portadoras de oro. Estas estructuras representan fenómenos de transpresión correspondiente a aproximación de terrenos, y una segunda etapa relacionada con la mineralización y una final de exhumación de los complejos rocosos.

 

La mineralización se prolonga varios kilómetros por el rumbo y poseen mucha persistencia por el buzamiento hasta más de 500 metros. Consiste en cuarzo como ganga, pirita, esfalerita, galena, calcopirita, pirrotita, marcasita, en lo fundamental.  Poseen oro libre relacionado con pirita, galena y rellenando fracturas entre estas dos fases metálicas.  Los contactos de los filones con la roca encajante son cortantes con pocos signos de alteración hidrotermal, solo una salvanda que refleja cierto tectonismo posterior a la mineralización. No aparecen aureolas de alteración hidrotermal en el entorno.

 

Las rocas de caja de la mineralización pueden ser intrusivos y metamorfitas, en contacto tectónico.  Los filones cruzan las fallas con la misma tendencia estructural, lo que sugiere un evento mineralizador posterior. Se observan diques andesíticos y porfídicos, en ocasiones con alteración hidrotermal y que cortan al intrusivo, mostrando un evento magmático más joven, relacionado con la mineralización.

 

Las relaciones de campo, estilo estructural, la caracterización mineralógica y la evolución geológica del distrito nos permiten aproximar las particularidades de un evento metalogénico ligado a la génesis y evolución de los depósitos de oro orogénico. Estos evolucionaron en una etapa de postcolisión muy posterior al enfriamiento del Batolito y a la acreción del mismo con las metamorfitas. Es notable que los depósitos minerales no estén relacionados genéticamente con la roca que los hospedan, teniendo solo vínculos espaciales.

 

Los rasgos mineralógicos muestran relaciones texturales y paragénesis caracterizada por un fluido hidrotermal confinado en fisuras de material silíceo de baja sulfuración. Esfuerzos locales en condiciones dúctiles y frágiles provocaron fractura, deformación e intercrecimiento de fases minerales en 5 estadios de la paragénesis mineral por desequilibrio y precipitación de minerales metálicos donde cristalizó oro en fracturas abiertas en crecimientos de galena y pirita.

 

La geología del distrito se enmarca en un contexto influenciado por la subducción de corteza oceánica engrosada. Suceden acreciones de terrenos, aproximación arco - arco y colisión de un micro continente de arcos amalgamados contra el continente, dando lugar a convergencia oblicua, fracturas profundas y magmatismo post colisional filoniano.  A profundidad de la zona de transición dúctil - frágil sucede la descarga de soluciones en fisuras generadas por una tectónica transpresiva donde sucede la cristalizaron en pulsos de carácter sísmico.

 

La evolución metalogenia se define como un complejo tectónico transpresivo y magmático filoniano de etapa post colisional, generador de mineralización aurífera orogénica  que representa un suceso geológico enmarcado en la evolución geológica.

 

 

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