Características Petrológicas y Geoquímicas de los Intrusivos Relacionados a la Mineralización y Paragénesis del Skarn tipo IOCG en la Zona Minera de Las Minas, Estado de Veracruz

INDICE

Resumen

Abstract

CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN
1.1 Antecedentes
1.2 Objetivos
1.3 Importancia del estudio
1.4 Metodología
1.4.1 Trabajo de gabinete
1.4.2 Trabajo de campo
1.4.3 Trabajo de laboratorio
1.4.4 Trabajo de análisis e interpretación de los resultados
1.5 Marco Teórico
1.5.1 Skarn y su clasificación general
1.5.2 Estado actual del conocimiento de los depósitos tipo IOCG
1.6 Localización y vías de acceso al área de estudio

CAPÍTULO 2. GEOLOGÍA REGIONAL Y LOCAL
2.1 Marco tectónico
2.2 Geología regional
2.3 Estratigrafía
2.4 Geología estructural
2.5 Geología local
2.5.1 Provincias geológicas
2.6 Geología del distrito Las Minas
2.7 Estratigrafía
2.8 Geología estructural

CAPÍTULO 3. PETROGRAFÍA Y MINERAGRAFÍA
3.1 Petrografía
3.2 Petrografía de los intrusivos
3.3 Clasificación por conteo modal
3.4 Petrografía del skarn
3.5 Mineragrafía
3.5.1 Tipos de mineralización

CAPÍTULO 4. GEOQUÍMICA
4.1 Geoquímica de rocas
4.1.1 Introducción al estudio de la geoquímica en las rocas ígneas
4.1.2 Métodos analíticos
4.2 Elementos mayores
4.3 Elementos traza
4.3.1 Clasificación de los elementos traza
4.4 Ambiente tectónico de formación

CAPÍTULO 5. DISCUSIÓN
5.1 Conclusiones
5.2 Recomendaciones

ANEXOS

Agradecimientos

Este trabajo de tesis es un esfuerzo en el cual, directa o indirectamente, participaron distintas personas; opinando, corrigiendo, teniéndome paciencia, dándome ánimos, acompañándome en los momentos de crisis y en los momentos de felicidad. Este trabajo me ha permitido aprovechas la competencia y experiencia de muchas personas que deseo agradecer en este apartado.

En primer lugar agradezco a Dios por bendecirme y protegerme durante todo mi camino, por darme las fuerzas para superar obstáculos y dificultades a lo largo de mi vida y por permitirme culminar esta etapa de mi vida.

A mi madre le agradezco todo su esfuerzo, la confianza y el apoyo que me ha brindado a lo largo de mi carrera, para que yo ahora este culminando esta etapa de mi vida, que sin duda, en el trayecto, me ha demostrado su amor, corrigiendo mis faltas y celebrando mis triunfos, me a consentido y apoyado en lo que me he propuesto y me ha enseñado a no desfallecer ni rendirme ante nada; a mi hermanito Luis Ángel quien siempre será parte muy importante en mi vida y quien la hace alegre y llena de expectativas, a Luis por estar con nosotros apoyándonos y por compartir su vida a nuestro lado y a mi tía Lidia que siempre está allí apoyándome y escuchándome.

Debo agradecer de manera muy especial y sincera al Ing. Jesús Castro Mora quien fungió como asesor externo, quien dirigió este trabajo, por creer en mí, por haberme brindado su amistad, su apoyo durante la elaboración de esta tesis, por sus consejos, por facilitarme siempre los medios suficientes para llevar a cabo todas las actividades propuestas durante el desarrollo de esta tesis, por la gran cantidad de cosas que aprendí de él, ya que siempre estuvo para solucionar mis dudas, por compartir su experiencia y amplio conocimiento geológico. Gracias a él fue posible la exploración en el área de estudio y me acompaño siempre en las salidas al campo que es la parte inicial y más importante en cualquier trabajo geológico, fue para mí un gran placer poder compartir la mejor experiencia en campo con alguien que se apasiona por el campo tanto como yo.

A mi asesor, Dr. José Eleazar Rodríguez Galeotte, quien con su conocimiento, experiencia y motivación me logró enseñar junto con sus clases, que un docente no imparte solo conocimiento, si no que genera la motivación y el logro de encender esa antorcha que al mismo tiempo causa sed de conocimiento y genera sin siquiera forzar a los estudiantes a “estudiar”. Logró despertar en mi la pasión por la geología y espero que esa esencia única y tan valorada por mí se conserve. Gracias a su orientación y apoyo opte por hacer tesis que sin duda, fue de gran beneficio para mi desarrollo.

Tengo una singular gratitud Al Dr. Eduardo Gonzáles Partida, el cual también fungió como mi asesor externo, por apoyarme desde el principio en la realización de mi tesis, por encaminarme en mi proyecto, por todo el material que me proporciono, por su generosidad, sinceridad, apoyo y sobre todo por financiar y llevar a cabo los análisis geoquímico, en el Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X, Centro de Geociencias Juriquilla Querétaro, (UNAM), el cual me permitió seguir óptimamente el desarrollo de la presente tesis.

Le tengo una enorme gratitud al M. en C. Armando Ernesto Alatorre Campo, por su lectura exhaustiva de mi tesis, por sus enseñanzas, paciencia, correcciones, opiniones, contribuciones, por sus valiosos consejos en torno a los resultados de este trabajo, pero sobre todo por su apoyo incondicional en la etapa final de la tesis.

A mis sinodales, Ing. Oscar Irazaba Ávila, Ing. Silvia Sánchez Gómez, Ing. Roció Rosas Cruz y el M. en C. Armando Ernesto Alatorre Campo, quienes estudiaron mi tesis y la aprobaron.

Hago extensa mi gratitud a la Ing. Silvia Sánchez Gómez, por la ayuda desinteresada que me brindo asesorándome en los análisis geoquímicos, en especial por su asesoramiento para la realización de la presentación de la tesis y por el apoyo incondicional en la etapa final de dicho trabajo.

Le agradezco a Geoconsulting Ingenieros, S.C por brindarme el apoyo y materiales, para la realización del análisis petrográfico y mineragráfico del presente estudio.

Un especial agradecimiento a mis amigos: Sandra, Yehimi, Diego, Norma, Conchita, Eva, Marco, Daniel e Iván, por estar siempre a mi lado, creer en mí, por brindarme su amistad, su apoyo, y transmitirme sus buenos deseos para que yo realice este objetivo en mi vida.

A mi mejor amigo Ángel Martin, por su complicidad y confianza, por estar conmigo en las buenas y en las malas, en las alegrías y las tristezas y porque no en el relajo también, por creer en mí, por compartir momentos inolvidables a su lado a lo largo de la carrera y por seguir disfrutando de su amistad.

Al IPN, por permitirme seguir creciendo y por los mejores 5 años que viví dentro de la ESIA-TICOMAN.

“A TODOS USTEDES MI MAYOR RECONOCIMIENTO Y GRATITUD.”

INDICE DE FIGURAS

Figura 1 Zonación que sucede en la mayoría de los skarn la cual copia la geometría del contacto del plutón y los flujos de fluidos. Modificado de Meinert (1983).

Figura 2 Stock con una zona de skarn, muestra la secuencia de minerales propuesta por Lowell, J. D., and Guilbert, J. M., (1970)

Figura 3 Esquema de los modelos de ambientes tectónicos idealizados de la formación de skarn, (Einaudi, et. al., 1981)

Figura 4 Cuatro posibles escenarios para las condiciones de fusión de la astenósfera y de la litosfera en arcos o configuraciones de post subducción, (Colpron, M., et. al., 2013)

Figura 5 Distribución global de la mineralizacion tipo IOCG, (Groves, et. al., 2010) ..

Figura 6 Ubicación y accesos

Figura 7 Localización del área de estudio

Figura 8 Plano tectónico

Figura 9 Rocas ígneas extrusivas

Figura 10 Rocas ígneas intrusivas

Figura 11 Mapa geológico del Macizo de Palma Sola

Figura 12 Zona urbana y principales minas de la zona de estudio

Figura 13 Columna estratigráfica

Figura 14 Mapa geológico de Las Minas, estado de Veracruz

Figura 15 Fotomicrografia (10x) de la muestra 1TJBQ perteneciente a la localidad las Boquillas

Figura 16 Fotomicrografia (10x) de la muestra 532 perteneciente a la localidad las Boquillas

Figura 17 Fotomicrografía (10x) de la muestra 538 perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 18 Fotomicrografía (10X) de la muestra AUXA 5 perteneciente a la localidad Las Boquillas

Figura 19 Fotomicrografía (10x) de la muestra 33 perteneciente a la localidad Cinco Señores

Figura 20 Fotomicrografia (10x) de la muestra PNII perteneciente a la localidad Las Boquillas

Figura 21 Fotomicrografia (10X) de la muestra 529 perteneciente a la localidad El Dorado

Figura 22 Fotomicrografia (10X) de la muestra LM-14-SC-10,44m perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 23 Diagrama de Streckeisen para la clasificación de rocas ígneas intrusivas, (Streckeisen, 1967)

Figura 24 Fotomicrografía (5X) de la muestra LM-11-SC-44 (11.0 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 25 Fotomicrografía (10X) de la muestra LM-11-SC-44 (98.4 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 26 Fotomicrografia (5X) de la muestra LM-12-SC-54 (36.0 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 27 Fotomicrografia de la muestra 10-A Sup perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 28 Fotomicrografia (10X) de la muestra 10-B Sup perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 29 Fotomicrografia (10X) de la muestra LM-14-SC-10 (51.0 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 30 Fotomicrografia (10x) de la muestra B perteneciente a la localidad Minillas

Figura 31 Fotomicrografía de la muestra LM-11-SC-44 (11.0 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 32 Fotomicrografía de la muestra LM-11-SC-44 (98.4 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 33 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (36.0 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 34 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (83 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 35 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (100.3 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 36 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (85.3 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 37 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-45 (87.3 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz

Figura 38 Zonación de las asociaciones minerales de un típico skarn (Ely, Nevada y Las Minas), (Evans, 1993)

Figura 39 Diagrama TAS para rocas plutónicas (Le Maitre 2002) con las divisiones de series alcalinas y subalcalinas propuestas por Irvine y Baragar (1971)

Figura 40 Diagramas de Harker (1909). Óxidos mayores en función del porcentaje de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]

Figura 41 Diagrama AFM propuesto por Irvine y Baragar (1971) mostrando la subdivicion entre el magmatismo toleitico y calcialcalino

Figura 42 Diagrama de clasificación de rocas plutónicas adaptadas de Perecillo y Taylor (1976)

Figura 43 Tabla periódica de elementos

Figura 44 Diagrama binario para elementos LILE

Figura 45 Diagrama binario para elementos HSFE

Figura 46 Diagrama binario para los elementos ferromagnesianos

Figura 47 Diagrama spider normalizados con respecto al manto primitivo (Sun & McDounough, 1989)

Figura 48 Diagrama spider normalizados con respecto al manto primitivo (Sun & McDounough, 1989)

Figura 49 Diagrama de discriminación de ambiente tectónico (Pearce, et. al., 1984)

Figura 50 Modelo esquemático de una zona de subducción en una margen de tipo andino. (Valencia, et. al., 2006)

Figura 51 Zonificación esquemática de la alteración en función con la composición del protolito y la distancia del intrusivo, modificado por Hickey (1990)

INDICE DE TABLAS

Tabla 1 Recolección de muestreo

Tabla 2 Relación de las muestras para petrografía, geoquímica y mineragrafía

Tabla 3 Mineralización de los skarn.

Tabla 4 Minerales que se forman dependiendo de la temperatura.

Tabla 5 Relación del muestreo petrográfico

Tabla 6 Determinación de rocas intrusivas..

Tabla 7 Resumen de los datos petrográficos de las muestras de los intrusivos de Las Minas

Tabla 8 Resumen de los datos petrográficos de las muestras del skarn de Las Minas

Tabla 9 Relación de muestreo mineragráfico

Tabla 10 Resultados de la barrenación de la zona Nopaltepec

Tabla 11 Resultados de la barrenación de la zona Santa Cruz

Tabla 13 Ley Promedio del muestreo de barrenación

Tabla 12 Resultados de la barrenación de la zona El Dorado y Juanbra

Tabla 14 Concentración de % en peso de elementos mayores

Tabla 15 Concentración de elementos traza

Tabla 16 Características de los IOCG en el mundo vs. el área de Las Minas

Resume

El área de Las Minas centro de Veracruz, próximo al límite de Puebla, 50 kilómetros al noroeste de la ciudad de Xalapa y ocho kilómetros al noroeste de las Vigas Ramírez, está constituida por grandes paquetes de caliza del Cretácico Inferior (Ki), que corresponden a la Formación Orizaba; estas han sido fuertemente afectadas por plegamientos Laramídicos así como por rocas plutónicas de composición desde gabroica hasta granítica las que generaron un metamorfismo de contacto y skarn además de bancos de mármol; el Cenozoico está representado por una secuencia ígnea extrusiva (piroclástica principalmente), como son tobas basálticas, ceniza volcánica y dacitas del Terciario Inferior (Tpal) y Holoceno.

Ese metamorfismo de contacto, que dio paso a la formación del skarn presenta un patrón general de zonación; en la parte proximal (endoskarn), de alta temperatura, se tienen granates, piroxenos, cuarzo, cobre y oro, cuya mena está compuesta de magnetita, calcopirita, bornita y oro asociado del tipo IOCG; mientras, que en las partes distales (exoskarn), wollastonita, clinopiroxenos, cuarzo y la epidota como indicadores de la proximidad al ambiente rico en Ca y Fe y en el contacto entre skarn y mármol hay calcita y diopsida. La mineralización de Las Minas tiene una afinidad con un sistema hidrotermal profundo completo, derivado de las intrusiones post-Laramídicas.

Se presenta en este trabajo el primer mapa geológico de la zona minera de Las Minas, con las estructuras geológicas mayores reconocidas: los ríos Las Minas y Trinidad, presentan un corrimiento NNE-SSW que corresponde a sistemas de fallas. Los análisis geoquímicos obtenidos de los intrusivos indican que los productos pertenecen a un ambiente de arco volcánico de margen convergente, que concuerda con uno de los ambientes tectónicos de formación de los sistemas IOCG, pertenecientes al campo de la serie subalcalina de tipo calcialcalino con contenidos de potasio altos. Dicho todo esto el área de Las Minas presenta un potencial económico minero si se sigue explorando.

Abstract

Las Minas area, in the center of Veracruz, near the border of Puebla, 50 kilometers northwest of Xalapa and eight kilometers northwest Las Vigas Ramirez, is made up of big limestone sequences of Early Cretaceous age (Ki) belonging to the Orizaba Formation, which have been strongly affected by Laramide folding as well as plutonic rocks from gabroic to granitic compositions which, in turn, generated a contact metamorphism and a skarn as well as marble banks; the Cenozoic is represented by an extrusive igneous sequence (mainly pyroclastic), such as basaltic tuffs, volcanic ash and dacites of Lower Tertiary (Tpal) and Holocene ages.

That contact metamorphism which led to the formation of the skarn presents a general pattern of zonation; in the proximal part (endoskarn), high temperature, it has the garnets, pyroxenes, quartz, copper and gold, which ore is composed of magnetite, chalcopyrite, bornite and gold associated of the IOCG type; whereas, in the distal parts (exoskarn), wollastonite, clinopyroxene, quartz, and epidote as indicators of proximity to the enriched environment in Ca and Fe; and at the contact between the skarn and the marble there are calcite and diopside. The mineralization of Las Minas has an affinity with a full deep hydrothermal system, derived from the post-Laramidic intrusions.

It is presented in this work the first geologic map of the Las Minas mining zone, with the largest known geological structures, Las Minas and Trinidad rivers, that have a NNE-SSW alignment corresponding to fault systems. The geochemical analysis obtained from the intrusives indicate that the products belong to an environment of a volcanic arc in a convergent margin, consistent with one of the tectonic environments of formation of IOCG systems, belonging to the subalkaline field series of calcalkaline type with high potassium contents. Being said that, Las Minas area presents an economic mining potential if exploration continues.

CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN.

1.1 Antecedentes.

La actividad minera del Distrito de Tatatila-Las Minas se remonta a tiempos anteriores a la Conquista, pues se tiene conocimiento de que los indigenas de Chiconquiaco extraían oro de sus terrenos para pago de tributos al Imperio Azteca; las zonas de mayor importancia en esta época fueron Zomelahuacan, Tatatila, Tenepanoya y Chiconquiaco. En el año 1825, tres españoles denunciaron las minas importantes de Tatatila; posteriormente en el año de 1826, la compañía adquirió Las Minas del distrito de Tatatila mediante un contrato de 20 años. Las minas que se trabajaron en esa época fueron; El Alto extraía (oro y cobre), San Antonio (oro), La Sabanilla (cobre), Espíritu Santo (oro) y Juanbrán (cobre y oro). En 1870, el Sr. Queenby compró algunas minas, instaló un molino e intensificó Ia actividad minera, formando así “Cía. Minera de Zomelahuacan”; con su deceso, acaecido en 1900, se suspendieron Ias actividades.

La actividad minera más relevante del distrito de Tatatila, se desarrolló en la primera mitad del siglo XX. En 1904 Ezequiel Ordoñez realizó algunos trabajos en la entidad: uno denominado: las barrancas de las Minas y Tatatila, estado de Veracruz; en el que da un bosquejo geológico morfológico general de la región y menciona los criaderos mineros cupro-auríferos y ferríferos existentes; y el otro denominado: Naucampatepetl o Cofre de Perote; en el que se describen sus rasgos topográficos y geológicos. Entre 1906-1918 se trabajó activamente este distrito, con sucesión continua de diversos propietarios en su mayoría extranjeros. Durante éste período se pusieron en actividad más de 20 minas, Ias cuales se explotaban por cobre (Cu) y oro (Au) principalmente.

En los años de 1952 y 1953 la compañía llamada “Republic Steel Co”, llevó a cabo exploraciones con barrenación y desarrolló un socavón en los afloramientos de San Pedro y Palacios, con el objeto de explorar los depósitos ferríferos de ésta localidad. Los estudios más formales de exploración son los realizados por el Consejo de Recursos Minerales.

A partir de entonces y hasta la fecha solo ha habido periodos cortos de actividad y esporádicos intentos de poner en producción la zona. Actualmente, la actividad exploratoria continúa en la zona de estudio; la exploración con geofísica y barrenación a diamante dio inicio en el 2011 y todavía no concluye.

1.2 Objetivos.

Objetivo General.

- Conocer las características petrográficas, mineragráficas y geoquímicas de los intrusivos que afectaron las calizas y que da origen al depósito en el área de Las Minas, Veracruz.

Objetivos Específicos.

- Caracterizar el análisis petrográfico de las rocas intrusivas y metamórficas que afloran en el área de Las Minas y establecer las condiciones de formación así como los procesos evolutivos.
- Determinar por mineragrafía la zonación del depósito mineralizado, la cual permitirá orientar la exploración minera hacia áreas superficiales o determinadas profundidades en las que se espera encontrar determinada asociación mineral o de metales.
- Realizar análisis por fluorescencia de rayos X a rocas seleccionadas para conocer su composición química y relacionarla con la evolución durante el proceso metasomático que afecto a la zona de estudio.
- Manifestar por medio del presente trabajo la existencia de un skarn con una mineralización tipo IOCG.

1.3 Importancia del estudio.

El área de Las Minas, Veracruz, actualmente se encuentra en exploración con el fin de encontrar depósito mineral rentable, tomando en cuenta que para el geólogo que se dedica al estudio de los yacimientos minerales la palabra mineral implica en sí que es materia útil, así que la empresa exploratoria se dio a la tarea de estudiar a fondo dicha zona y gracias a la exploración (geofísica y barrenación a diamante) fue que se descubrió que Las Minas albergaba un depósito típico de un skarn, el cual años atrás se desconocía. Este trabajo pretende manifestar la existencia del skarn, que en base a clasificaciones científicas recientes se podría considerar del tipo IOCG. El cual en base a estudios petrológicos, mineragráficos y geoquímicos se estará en posición de conocer qué tipo de intrusivos afectaron a las calizas y que dieron origen al skarn, se dará a conocer la distribución de los elementos químicos en las rocas, los elementos metálicos de la mena, su relación y comportamiento geoquímico; así mismo se aportara información acerca de las condiciones de depósito y composición de la fuente. Con todo este análisis en el sentido económico, se pretende que la zona de Las Minas sea considerada, como un depósito mineralizado, con el potencial de convertirse en un yacimiento potencialmente económico.

1.4 Metodología.

El desarrollo de esta tesis se llevó a cabo en cuatro etapas: trabajo de gabinete, trabajo de campo, trabajo de laboratorio y por último el trabajo de análisis e interpretación de los resultados, los cuales se describen a continuación:

1.4.1 Trabajo de gabinete.

Consistió en la recopilación de la información bibliográfica existente: artículos, tesis, libros y mapas. También se editó la cartografía geológica existente de la zona de estudio así como la columna estratigráfica del estado de Veracruz. Con este mapa preliminar se facilitó el trabajo de campo permitiendo ubicar los contactos entre las unidades litológicas y las estructuras de mayor interés.

1.4.2 Trabajo de campo.

En el área se recopiló información geológica que permitió identificar y describir los diferentes tipos de litologías que se encuentran. Se realizó una descripción de cada muestra recolectada, comenzando por la localización, descripción de las estructuras, texturas y mineralogía. Se recolectaron 25 muestras de rocas (tabla 1), de las cuales 15 fueron seleccionadas para la realización de análisis petrográficos, siete para análisis mineragráfico y 12 para análisis geoquímico. Entre junio del 2014 y abril del 2015 se realizó el trabajo de campo.

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Tabla 1 Recolección de muestreo.

1.4.3 Trabajo de laboratorio.

Consistió en la selección y preparación de las muestras para los análisis petrográficos, geoquímicos y mineragráficos. Es importante realizar estos estudios detallados de las muestras colectadas con el fin de determinar sus características texturales, mineralógicas, grados de alteración, paragénesis y finalmente sus clasificaciones.

Análisis Petrográfico.

La petrografía aborda la descripción física en términos visuales de las rocas, mediante la microscopía de luz polarizada. Estos estudios ofrecen una valiosa información relativa a la naturaleza de sus componentes (esencialmente minerales), sus abundancias, formas, tamaños y relaciones espaciales, lo cual permite clasificar la roca y establecer ciertas condiciones cualitativas o semicuantitativas de formación, así como posibles procesos evolutivos. (Para conocer más a detalle dicha preparación consultar: http://www.cenieh.es/es/laboratorios/preparacion-de-laminas-delgadas-y-corte).

A continuación se mencionan los pasos a seguir para la obtención de las láminas delgadas.

Primero: Preparación de las rocas que se van a cortar. Se marcaran las siglas de campo con una pluma indeleble, después se elige el plano de corte. Para cortar las rocas utilizamos una cortadora de disco diamantado y refrigerada por agua.

Segundo: Se cortan las rocas en prismas rectangulares, de dimensiones aproximadas 4x3x1 cm; la muestra cortada, se deberá desbastar por una de las caras, utilizando polvo de carburo de silíceo de diferentes texturas de grano (desde grado 100 hasta 1,000), y mezclando con agua (lubricante) sobre un cristal.

Tercero: Sobre la cara pulida se pega el portaobjeto, utilizando epoxy y haciendo presión para que no queden burbujas; se deja secar durante 24 horas para que peguen bien y una vez pegados fueron preparadas para ser cortadas.

Cuarto: Se realiza un primer corte con la cortadora sacando una lámina de un milímetro de espesor; después la lámina se cortara, posteriormente se reduce la lámina a 300 µm con la rectificadora.

Quinto: Después se pasa a la desbastadora: las láminas se someten a una abrasión programada (dependiendo del grosor de la lámina, dureza de la roca, entre otros) y se reducen a 30 µm. Este procedimiento se puede hacer también a mano (devastando con carburo de silíceo).

Sexto: Se controla el espesor de la lámina, a través de los colores de interferencia de los minerales observados bajo el microscopio petrográfico.

Séptimo: Por último; las láminas se pueden pasar por la pulidora, utilizando abrasivos muy finos de tamaño partícula (0.005 µm).

Análisis Mineragráfico.

La descripción macroscópica consiste en la identificación de los minerales de mena presentes en la muestra a través de sus propiedades físicas y realizando pruebas físicas como: dureza, magnetismo y pruebas químicas, entre otras.

El objetivo de la descripción microscópica consiste en la identificación de minerales presentes, rasgos morfológicos, tamaños, texturas, porcentajes, modo de ocurrencia, asociaciones entre ellos y reemplazamientos. Asimismo se realiza una secuencia de formación probable de los mismos. (Para conocer más a detalle dicha preparación, consultar: http://www.cenieh.es/es/laboratorios/preparacion-de- laminas-delgadas-y-corte).

A continuación se menciona los pasos a seguir para la obtención de las láminas pulidas.

Primero: Se corta una muestra y se pega en un portaobjetos y se pule una cara de la muestra.

Segundo: Se monta la lámina boca abajo en otro porta objetos y se retira el primero, se pule la parte superior hasta el grosor requerido.

Tercero: Por último se pega el cubre objetos en la superficie superior.

Para facilitar el manejo, por un lado, y para proporcionar una superficie de muestra suficientemente grande, por el otro, las dimensiones de la muestra deben ser del orden de 5 a 15 milímetros en la superficie preparada y de 1 a 10 milímetros de grosor. El corte de esta muestra se debe hacer con mucho cuidado. El pulido se lleva a cabo a mano usando tiras de papel abrasivo o utilizando discos abrasivos. El carburo de silicio se utiliza entre 58 y 15 µm de grit. En las etapas finales de α- alúmina de (10 a 1 μm) y la γ-alúmina de unos (0,3 µm) o bien el diamante (6 a 1 µm).

Análisis geoquímico.

Para realizar determinaciones geoquímicas (elementos mayores y traza), se llevó a cabo una serie de procedimientos que incluyen la limpieza de la roca a procesar y molienda. La descripción a continuación del análisis geoquímico se tomó del trabajo de Jaimes (2006).

Fluorescencia de Rayos X.

La técnica empleada para el análisis geoquímico de las 12 muestras seleccionadas, fue la Fluorescencia de Rayos X (FRX o XRF por sus siglas en inglés). Estos análisis fueron realizados en el Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X, Departamento de Geoquímica, Instituto de Geología, UNAM por el Doctor Eduardo González Partida. Este equipo consta de un espectrómetro secuencial de Rayos X equipado con tubo de rodio y ventana de berilio de 125 µm para determinar el porcentaje en peso (5 wt) de elementos mayores: silicio (Si), titanio (Ti), aluminio (Al), hierro (Fe), manganeso (Mn), calcio (Ca), sodio (Na), potasio (K) y fósforo (P) de rocas. Para llevar a cabo el análisis FREX e ICOP-MS es necesario seleccionar muestras de roca lo más sanas posibles obteniendo un peso aproximado que varía entre 12 y 15 kilogramos por cada muestra para el análisis de elementos mayores. El análisis de estos elementos se realiza en muestra fundida (perla). Las perlas son preparadas mezclando un gramo de muestra en polvo con nueve gramos de mezcla fundante Li2Ba4O7-LiBO2 (50:50 wt%). La mezcla es vaciada a un crisol de pt/5%Au y calentado a 1100ºC en un hornillo equipado con quemadores Fisher y moldes para la preparación simultanea de tres perlas (Fluxy Claisse). Previo al calentamiento se agregan dos gotas de LiBr con una concentración de 259g/l en solución acuosa. La solución acuosa como agente no-mojante, favoreciendo que la perla se despegue del molde durante el proceso de enfriamiento.

Como complemento del análisis de elementos mayores, se requiere determinar la pérdida por calcinación (LOI), lo cual se hace calentando a 1000ºC por una hora, un gramo de muestra en “base seca”, en un crisol de porcelana y dejando enfriar lentamente hasta temperatura ambiente para obtener el peso calcinado. El cálculo de la LOI es como sigue:

(%) LOI= (peso seco / peso calcinado) x 100

El análisis de elementos traza, rubidio (Rb), estroncio (Sr), itrio (Y), zirconio (Zr), niobio (Nb), vanadio (V), cromo (Cr), niquel (Ni), cobre (Cu), zinc (Zn), torio (Th), plomo (Pb), se realiza en muestra prensada mezclando profusamente 6 gramos de polvo finamente molido (tamaño particular ≤ 74 micras), con 0.6 gramos de cera-C, como agente aglutinante. La mezcla es prensada a 30 toneladas sosteniendo la presión durante 30 segundos. El dispositivo utilizado es una prensa Graseby/Specac y un dado con diámetro de 4 centímetros. El dado está equipado con un mecanismo para evacuar el gas presente, evitando así irregularidades en la superficie de las tabletas. En serie de muestras, cada 10 se preparara un duplicado, con el fin de verificar que se repitan las condiciones en la preparación.

1.4.4 Trabajo de análisis e interpretación de los resultados.

En esta última etapa se realizó el análisis, interpretación y discusión de los datos petrográficos, mineralógicos y geoquímicos, así como la redacción final de la tesis. La relación de los procedimientos realizados en cada muestra se presenta a continuación.

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Tabla 2 Relación de las muestras para petrografía, geoquímica y mineragrafía.

1.5 Marco Teórico.

1.5.1 Skarn y su clasificación general.

Los yacimientos tipo skarn han sido descritos en la literatura científica por lo menos desde el siglo XIX; el término fue utilizado por primera vez por los mineros suecos, para designar una roca constituida por silicatos (anfíboles, piroxenos, granates, entre otros), de ciertos depósitos de hierro que se formaban principalmente en calizas y dolomías (Evans, 1993). Un gran número de autores contemporáneos han adoptado la sugerencia propuesta por Einaudi, et. al., 1981, de utilizar los términos skarn y yacimientos en skarn como términos descriptivos basados en la mineralogía contenida en cada uno y libre de implicaciones genéticas.

Los skarn son rocas metamórficas formadas por minerales cristalizados a partir de litologías carbonatadas que sufrieron metasomatismo provocado por la intrusión de una roca ígnea, a este proceso se le conoce como metamorfismo de contacto. Este evento geológico se lleva a cabo en su parte inicial como un proceso isoquímico con un metamorfismo termal progresivo donde solo existe un cambio textural de la roca, en esta fase se lleva a cabo una desvolatilización del sistema, permitiendo la formación de calcita, y según las impurezas del protolito permite la formación de wollastonita, diópsido y feldespato potásico; la cristalización de estos minerales depende de la composición y de la temperatura presente, permitiendo la formación de rocas metasedimentarias en un bajo grado de metamorfismo y mármol en un alto grado, (Mares, 2014).

En la siguiente fase de metamorfismo de contacto ocurre un incremento en el metamorfismo térmico, hasta llegar a fundirse la roca encajonante y mezclarse con el intrusivo originando un flujo de composición diferente, que al enfriarse permitirá la cristalización de los minerales característicos del skarn como son wollastonita, granate y piroxenos como diópsido, hedenbergita, johanesita y fassaita; los granates y los piroxenos presentes permiten clasificar el tipo de skarn desarrollado, en estos minerales además quedan registrados los cambios de los fluidos hidrotermales durante esta fase. Mencionan que este proceso se lleva a cabo a temperaturas desde 400°C hasta 900°C asi como de 0.5 a 4 kbar de presión Pirajno (2009), Fettes y Desmons (2007).

En la última fase de formación, se lleva a cabo una alteración hidrotermal retrograda que puede llegar a destruir el skarn y depositar minerales arcillosos como caolinita y montmorillonita además de clorita, calcita, cuarzo, hematita y pirita. En esta fase también se altera el intrusivo mediante el escape de fluidos por las fracturas presentes en este, así como del skarn; algunas de estas fracturas pueden quedar rellenas por minerales formados a partir de estos fluidos. Según Pirajno (2009) esta fase se lleva a cabo a temperaturas que van desde 200°C hasta 700°C y a presiones de 0.3 a 3 kbar, y el cloro-sodio equivalente en rangos de 10 a 45%wt. Einaudi (1982) clasificó a los skarn en dos tipos (exoskarn y endoskarn) con base en la roca que sufrió metasomatismo, (Mares, 2014).

Los términos exoskarn y endoskarn se aplican al reemplazo de carbonatos por el intrusivo, respectivamente, aunque algunos autores utilizan el término endoskarn para los skarn formados en cualquier roca aluminosa incluyendo lutitas y rocas volcánicas (figura 1). Otros autores emplean el término skarn silícico para referirse a cualquier reemplazo metasomático. En terrenos profundos, donde los plutones están menos fracturados y la circulación de fluidos es más restringida, el skarn solo desarrolla una zona estrecha muy próxima al intrusivo. En los casos en los que el skarn esté bien desarrollado, la mena se encuentra, por lo general en el exoskarn; sin embargo, en ausencia de rocas carbonatadas, la mena puede encontrarse en el endoskarn.

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Figura 1 Zonación que sucede en la mayoría de los skarn la cual copia la geometría del contacto del plutón y los flujos de fluidos. Gar= granate, Pyx= piroxeno. Modificado de Meinert, et. al., 1983.

La clasificación del exoskarn puede hacerse con base a la mineralogía dominante, la cual en la mayoría de los casos refleja la composición de la roca carbonatada reemplazada. Los skarn magnésicos de alta temperatura se forman a partir de dolomía y sus minerales característicos son: diópsido, forsterita, serpentina, magnetita y tremolita-actinolita, contienen un componente importante de silicatos de magnesio, tales como forsterita o sus productos de alteración serpentina comúnmente asociada con diópsido, calcita y espinela. Los skarn cálcicos formados por el metasomatismo de alta a media temperatura,contienen abundantes silicatos de calcio o calcio-fierro, tales como andradita y hedenbergita, con mineralogía que incluye granate (andradita-grosularita), clinopiroxenos (diopsida-hedembergita), wollastonita, escapolita, epidota y magnetita.

La sucesión típica de facies en un calci-skarn es la siguiente: el endoskarn al interior del cuerpo y en el exterior el exoskarn, esto se puede diferenciar por las zonas de mineralización que partiendo del centro del cuerpo se encuentra dada por una zona de asociación bi-mineral de andesina-escapolita, feldespato potásico asociado con grosularita o epidota; la segunda zona mono mineral de granate o clinopiroxeno cálcico, después una zona bi-mineral de granate-clinopiroxeno; esta zona puede no estar seguida de una zona de wollastonita (figura 2); esta zonación depende de las condiciones de presión y temperatura al igual que la actividad química de óxido de sodio ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] ), óxido de potasio ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] ), óxido de flúor

( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] ), dicloro ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]), óxido de azufre ([Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]), óxido de hierro (FeO), dióxido de

oxigeno ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]) y dióxido de carbono ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]), según Fettes y Desmons, (2007), las formas que pueden presentar son de una veta, o vetillas que cortan rocas tanto carbonatados como rocas silicatadas formando vetas.

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Figura 2 Stock con una zona de skarn, muestra la secuencia de minerales propuesta por Lowell, J. D., and Guilbert,

J. M., 1970.

Ambiente tectónico.

La mayoría de los skarn se encuentran asociados a zonas de subducción (figura 3), formando cuerpos intrusivos de composición diorítica a granítica, granitos tipo- I, o en una zona de apertura continental formando granitos tipo-S. Otra clasificación de los skarn y probablemente la más utilizada se realiza con base en el metal económicamente explotable con esto se pueden clasificar diferentes skarn, como son skarn de oro (Au), de tungsteno (W), de zinc (Zn), de molibdeno (Mo), de cobre (Cu) y hierro (Fe). Estos son detallados brevemente a continuación, (Para información detallada y extensa sobre skarn se refiere al lector a Einaudi, et. al., (1981) y a la página web www.wsu.edu:8080/~meinert/skarnHP.htm publicada por Meinert).

Skarn de oro (Au).

Los skarn con grandes cantidades de oro son raros ya que este mineral se encuentra junto con metales base como son cobre, plomo y zinc, estos depósitos se encuentran asociados con cuerpos intrusivos de composición dioritica a granodiorítica acompañados de complejos de diques y sills; estas rocas presentan indicadores de fusión parcial de la corteza terrestre o fundición de material sedimentario de la corteza; en estos skarn la mineralogía predominante consta de piroxenos ricos en hierro, abundante granate del grupo grandita, feldespato potásico, escapolita, vesubianita, apatita y anfíboles ricos en aluminio; estos skarn son de textura fina, con arsenopirita y pirrotita como sulfuros dominantes además de minerales de bismuto y telurio, Meinert (1992).

Skarn de cobre (Cu).

Este es el tipo de skarn más distribuido, se encuentra relacionado a granitos tipo I, asociados a un arco magmático formado por una zona de subducción y otra oceánica, estos depósitos minerales están relacionados a plutones porfídicos calco-alcalinos, muchos de los cuales tienen rocas volcánicas cogenéticas; en el plutón se pueden encontrar vetas, fracturamiento o brechamiento y una alteración muy desarrollada; estos skarn se encuentran comúnmente zonados, con granate variedad grosularita masiva cercano al cuerpo intrusivo, mientras conforme se aleja del plutón incrementan los piroxenos y más alejado de esta se encuentra en el skarn vesubianita y wollastonita cercanos al contacto con el mármol, (Mares, 2014).

Skarn de tungsteno (W).

Estos depósitos son encontrados dentro del continente asociados a plutones calci- alcalinos en cinturones orogénicos, los intrusivos pueden ser batolitos equigranulares o pegmatíticos con zonas de exoskarn cercanos, formados por hornfels calco-silicatados y skarnoides derivados de la fusión y mezcla de secuencias carbonatadas y peliticas; la mineralogía dominante es hedembergita, y en menor cantidad granate principalmente; andradita, biotita, pirrotita, sheelita, esfalerita, arsenopirita y en ocasiones molibdenita, Einaudi (1982).

Skarn de zinc (Zn).

Los skarn de zinc se encuentran asociados a zonas de subducción o apertura continental, en estos yacimientos no solo se explota el zinc sino también plomo y plata a partir de sulfuros, se encuentran asociados a rocas como son dioritas hasta granitos o también a complejos volcánicos que pueden ser distantes al depósito, formando mantos o chimeneas; la mineralogía presente en estos skarn es variada y se puede encontrar granate, olivino, piroxenos, ilvaita, piroxenoides, anfíboles, clorita y serpentina, (Mares, 2014).

Skarn de hierro (Fe).

Estos tipos de skarn son minados por contener altos valores de magnetita, principal mena de hierro, y en menor proporción cobre, cobalto y níquel además puede presentarse oro (Grigoryev et. al., 1990). Los skarn cálcicos ricos en hierro se localizan en arcos de islas y son asociados con plutones ricos en hierro que intrusionan a calizas y a rocas volcánicas, en estos skarn la mineralogía predominante es granate y piroxenos con menor presencia de epidota, ilbaita y actinolita. La alteración del intrusivo es común y suele ser extensa con presencia de albita, ortoclasa y escapolita en vetas. Los skarn magnésicos ricos en hierro están asociados a una diversidad de plutones y de ambientes tectónicos.

Skarn de wollastonita.

Estos yacimientos ocurren en ambientes de margen continental, relacionados a magmas de subducción calcoalcalinos del tipo “I” de composición granodiorítica y cuarzomonzonítica, emplazados en secuencias de rocas calcáreas - lutíticas. Los minerales calcosilicatados típicos son granates, piroxenos, scheelita y wollastonita. Estos minerales son los de mayor temperatura dentro de los minerales de skarn. La alteración tipo skarn ocurre en el contacto inmediato entre el intrusivo y la roca huésped calcárea, tanto a nivel de exoskarn como endoskarn. En general estos yacimientos están asociados a intrusivos relativamente profundos, bien cristalizados y textura fanerítica granular. Pueden gradar a skarn de Cu, o presentarse en contacto inmediato, con muy pequeño desarrollo en skarn de Cobre, (Mares, 2014).

Skarn de fluorita.

El depósito Las Cuevas es uno de los más grandes de alta ley de fluorita, consiste de un grupo de cuerpos masivos encajonados en zonas de contacto entre la Formación El Doctor y una brecha riolítica terciaria, la cual está como pared del depósito, consiste de clastos de riolita en una matriz arcillosa, se haya muy alterada con presencia de pequeñas vetillas de fluorita que rellenan espacios abiertos en la brecha, esto indica que esta unidad fue anterior a la mineralización. El cuerpo de fluorita en sí mismo está brechado con fluorita y caliza formando clastos en un cementante de fluorita y calcita. Existen varios tipos de brechamiento en el depósito y exhiben una distribución sistemática. La ley del mineral varía de 50% al 98.5% de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten], estos valores dependen de los minerales de ganga que contengan, el cuarzo y la calcita son los principales contaminadores, (Ruiz, et. al., 1980).

Skarn de zinc y plomo (Zn-Pb).

Corresponden a cuerpos mineralizados de reemplazo metasomático de posición y relación con respecto a un intrusivo variable, pero siempre distales. Estos yacimientos ocurren en márgenes continentales de subducción relacionados al menos como fuente de fluidos hidrotermales a intrusivos granodioríticos y cuarzo monzonitas calcoalcalinas del tipo “I”. A diferencia de los skarns de cobre, la mineralogía skarn prograda está dominada por piroxenos (razón granate/ piroxeno bajo) de composición Ca-Fe y Mn (piroxenos hedenbergita - johansenita; granates andradita - almandino-spesartina). Esta composición es apreciada en la figura 3 diagrama composicional, donde muestra la distribución composicional de estos minerales de skarn distal. Las leyes que se han reportado son; de 1 a 9 oz. de Ag y 1 a 2 g/t Au, leyes típicas de Zn varían entre 6 y 12%, menor Pb (razón Zn/Pb 1/1 a 2/1) y menor en Cobre.

Estos yacimientos ocurren distales a los contactos intrusivos, generalmente a lo largo de contactos litológicos y/o estructurales. No se observa una aureola de metamorfismo centrada en el skarn, pero si una zonación de granates a piroxenos desde un alimentador hacia afuera. Los sulfuros están asociados con los piroxenos. La alteración retrograda está caracterizada por ilvaita (Mn), anfibolas (actinolita-tremolita) y clorita. Estos yacimientos están hospedados en rocas carbonatadas ya sea relacionados a granodioritas (desde batolitos profundos hasta stocks y diques epizonales) o en otros casos sin ninguna relación a intrusivos visibles. De acuerdo a su posición y relación con intrusivos existe una subclasificación de skarns de Zn-Pb, (Einaudi, et. al., 1981).

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Figura 3 Esquema de los modelos de ambientes tectónicos idealizados de la formación de Skarn; A) subducción de corteza oceánica y cuenca de tras-arco, B) subducción de corteza oceánica con acreción de terreno, C) subducción con un bajo ángulo, D) zona de apertura (Einaudi, et. al., 1981).

Rocas asociadas

Los skarn se desarrollan mejor en los bordes de masas intrusivas de composición intermedia, tales como granodioritas y monzonitas. Adyacentes al contacto, en rocas relativamente no reactivas como las cuarcitas, estas no tener ningún cambio, mientras que otras como las calizas pueden ser alteradas por varios kilómetros. En aureolas metamórficas bien desarrolladas que se encuentran en las rocas carbonatadas, se pueden generar zonas estrechas o amplias de skarn, las nuevas rocas que se forman son generalmente de granos finos y se denominan hornfelsas. El proceso que se da es esencialmente isoquimico: el sistema es cerrado y no se presenta transporte significativo de material.

Cuando la roca de caja está compuesta por calcita, dolomita y minerales arcillosos, se pueden formar skarn de granos gruesos, los skarn de calizas se caracterizan por la generación de minerales ricos en calcio tales como grosularia, wollastonita, tremolita, epidota y hedenbergita. (piroxenos de Ca-Fe).

Los factores más importantes, que controlan la evolución hidrotermal de los sistemas de tipo skarn son:

- Presión (Profundidad de formación).
- Estado de oxidación del magma (Fugacidad de oxígeno).
- Grado de diferenciación del magma (Cristalización fraccionada).
- Tiempo de separación del fluido (Fase volátil del magma respecto a la cristalización del plutón).

Mineralogía de los skarn

La mineralogía es la clave para reconocer y definir los skarn, es inclusive crítica para lograr el entendimiento de su origen y diferenciar los depósitos económicamente explotables de los que no presentan interés económico. La mineralogía de un skarn, es mapeable en el campo y sirve como el” enchansador” del halo de alteración alrededor del cuerpo de mena potencial, ya que la mayoría de los depósitos de skarn presentan zonación, el reconocimiento de las características de alteración distal puede ser críticamente importante en los estadios iniciales de la exploración. Los detalles de la mineralogía y la zonación, pueden ser usados para la construcción de modelos específicos para exploración tanto como desarrollo de modelos útiles en programas de exploración regional.

Muchos de los minerales de los skarn, son minerales formadores de las rocas típicas, algunos son menos abundantes y la mayoría tienen variaciones composicionales las cuales pueden brindar información significativa acerca del ambiente de formación (por ejemplo, piroxenos, escapolitas, etc). La tabla 3 presenta los tipos de intrusivos que afectan a las calizas así como la mineralización que presentan los skarn más comunes.

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Tabla 3 Mineralización de los skarn.

1.5.2 Estado actual del conocimiento de los depósitos tipo IOCG.

Uno de los estilos de mineralización más controvertidos y desconocidos es el denominado IOCG (Hitzman, et. al., 1992; Williams et. al., 2005), el término IOCG (Iron, Oxidized, Copper, Gold) o bien (Iron-Ore, Copper-Gold) por sus siglas en inglés, se le dio a un nuevo tipo de depósito él cual es rico en óxido de fierro, con contenidos económicos de cobre, oro, unificados por la aparición de abundante magnetita o hematita. Estos depósitos también contienen una variedad de otros elementos potencialmente económicos tales como plata, cobalto, molibdeno y bismuto. A pesar de que la asociación de óxidos de hierro (magnetita/hematita) con sulfuros de cobre y oro se encuentra en muchos estilos de mineralización. El origen de los depósitos tipo IOCG ha sido debatido por modelos de formación que van desde fluidos metamórficos hasta magmas que involucran fluidos de la corteza esencialmente sistemas magmáticos hidrotermales: Pollard (2006), Sillitoe (2003), Corriveau y Mumin, 2010, Groves, et. al., 2010, Mumin, et. al., 2010, Williams, et. al., 2010; aunque también se consideran que los depósitos IOCG son esencialmente sistemas hidrotermales magmáticos.

Las rocas que se conocen como picrita son el producto de la fusión parcial de la astenósfera e hidratación, estas rocas tienen un alto contenido de magnesio (Mg), (DeBari and Sleep (1991), Eggins (1993), Thirlwall et. al., 1996.) Estas rocas están más oxidadas que la fusión típica de la astenósfera como las rocas tipo MORB, en estas rocas existe una relación en los componentes tales como fayalita-magnetita- cuarzo (Ballhaus, 1993 y Brandon and Draper, 1996). Los altos valores en los componentes nos indican que en la zona de “supra subducción” de la cuña del manto es inherentemente oxidado. Esto nos revela que la oxidación inicia progresivamente en la zona de subducción es que los altos valores nos pueden reflejar un proceso magmático posterior; tales como el fraccionamiento y desgasificación en la litosfera de la placa superior. Los magmas emplazados en la placa superior se encuentran relativamente oxidados, esto tiene una connotación importante para la metalogenia, ya que esto tiene el control de la solubilidad, fraccionamiento y el comportamiento de los sulfuros como los metales de cobre (Cu) y los elementos siderófilos. Estos metales son más solubles en especímenes de sulfatos que se encuentran en función de los silicatos, además reflejan un incremento en el estado de oxidación, esta oxidación es muy típica en ambientes de arcos magmáticos, la oxidación es la clave para la fertilidad en los depósitos hidrotermales magmáticos, el magma primario de la zona de subducción está caracterizado por ser caliente, hidratado y oxidado, siendo menos denso que el manto peridotitico (Herberg, 1983). Se ha estimado que durante la entrada del arco magmático, a través de la litosfera, el 80% del flujo del magma (donde el 50 % corresponde a un flujo de sulfuros y 30% corresponde a un flujo de agua) se solidifican debajo de la superficie como rocas plutónicas de composición ultramáfica a máfica, ricas en anfíboles cumulativos, (Gutiérrez, 2015).

En secciones bien expuestas de la corteza inferior se puede observar, tal es el caso del arco de Talkeetna en Alaska (DeBari y Coleman, 1989). Incluso bajo condiciones oxidantes, los magmas enriquecidos en azufre (S) generalmente están saturados en fase de sulfuros fundidos o en especie mineral, estos sulfuros toman una cantidad significativa de calcopirita, elementos siderofilos y grupos de los platinoides, ya que éstos se encuentran contenidos en este tipo de magma, así y si la fase de los sulfuros se acumula en las zonas profundas de la corteza, el magma se fracciona y comienza agotarse de manera significativa en estos elementos, pero hay que considerar que estas cantidades y proporciones relativas dependen del contenido de sulfuros y el estado de oxidación del magma original (Richards, 2005). De acuerdo a la figura 4 se pueden tener varios escenarios:

A) Bajo condiciones reductoras ricos en azufre (S), como por ejemplo, cuando la corteza inferior contiene litologías como granito meta-sedimentarios: los magmas primarios podrían retener abundantes residuos de la fase de sulfuros donde la mayor parte de los minerales son calcopirita y los elementos siderofilos. Los magmas derivados del proceso de la subducción son relativamente pobres en metales y es muy improbable que puedan formar depósitos minerales, excepto por la probabilidad de que la litosfera tenga un enriquecimiento de elementos como molibdeno (Mo), estaño (Sn) y tungsteno (W).

B) Bajo condiciones oxidantes, en esta fase encontramos la mayoría de los sistemas de arcos con edad del Fanerozoico, la saturación de sulfuros es posible solamente en volúmenes relativamente pequeños. Así, si tenemos una alta partición de los coeficientes y además una baja abundancia de elementos siderofilos, esto nos indica que estos elementos son despojados del magma a través de “gotas de sulfuros de fusión inmiscibles” o por una fase mineral como solución de intermedio sólido y potencialmente a la izquierda en la región de la fuente o en acumulativo. En contraste la abundancia y baja compatibilidad de elementos calofilos no son significativos en cuanto a su empobrecimiento en la fusión. Los magmas fraccionados que de aquí se derivan son los fértiles en la formación de los depósitos tipo pórfidos (figura 4B), pero no pueden ser particularmente enriquecidos en oro (Au).

C) Bajo condiciones oxidantes empobrecidos en azufre (S), la ocurrencia de saturación de los sulfuros puede ser mínima o puede no contener sulfuros, como el caso de la calcopirita y elementos siderofilos los cuales no tienen fraccionamiento del sulfuro y los magmas derivados a este proceso tienen el potencial para formar depósitos de cobre-oro (Cu-Au), pero pobres en azufre (S), como se muestra en la figura 4C. Por ejemplo, estas condiciones para los sistemas de arco en el Fanerozoico son raras en el sentido del empobrecimiento de azufre (S).

D) Condiciones oxidantes pobres en sulfuros, estos pueden ocurrir durante la segunda etapa de fusión parcial del arco que es rico en anfibolita y que contienen pequeñas cantidades de sulfuros con enriquecimiento de cobre (Cu) oro (Au) residuales como se muestra en la figura 4D; estos sulfuros fácilmente se disuelven dentro de la fusión parcial, (Richards y Kerrich, 2007) propusieron estas situaciones explicando la formación de depósitos tipo pórfidos y depósitos epitermales de baja sulfuración de oro (especialmente en sistemas alcalinos) durante los eventos tectónicos tardío, donde se implica el adelgazamiento de la corteza o el manto litosférico, y extensión de la corteza por fenómenos post-colisionales o rifting del tras arco. El empobrecimiento en sulfuros, la oxidación y la segunda etapa de la fusión parcial en la zona de tras arco o en una extensión distal son ambientes favorables para la formación de los depósitos tipo IOCG, donde se proporciona la fuente de magmas ricos en cobre-oro (Cu-Au) que pudieron ser emplazados dentro de la corteza con altos gradientes geotermales. La fusión parcial de bajo grado puede contribuir a elevar elementos incompatibles como tierras raras, uranio (U), sodio (Na), y potasio (K) y altos contenidos de dióxido de carbono ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]), (Gutiérrez, 2015).

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Figura 4 Cuatro posibles escenarios para las condiciones de fusión de la astenósfera y de la litosfera en arcos o configuraciones de post subducción. (A) En condiciones de arco con alto en fS2 y bajo en fO2, posiblemente causadas por grandes entradas de sedimentos en la zona de subducción de la corteza o litologías en la corteza superior en la zona MASH (zona de mezcla), conduce a sistemas de pórfido estériles y/o una formación profunda de depósito de sulfuro ortomagmáticos en la corteza. (B) condiciones de arcos con alto en fS2 y alto en fO2, se ha encontrado en muchas zonas de subducción de edades del Fanerozoico, potencialmente por depósitos de pórfidos de Cu + Mo + Au. (C) condiciones de arco en bajo fS2 y alto en fO2, se infieren que ocurren en zonas de subducción con edades del Precámbrico, potencialmente representados por pórfidos pobres en S o depósitos de IOCG. (D) condiciones de bajo en fS2 y altos en fO2, se infiere que ocurre durante la fusión de la post subducción o una subducción previa donde la litosfera es modificada, está representado por pórfidos alcalinos, sistemas epitermales de Au, o por depósitos de IOCG. SCLM= manto litosféricos continental, (Colpron, M., et. al., 2013).

El concepto de un sistema IOCG es aquel en el cual existe un amplio rango de alteración hidrotermal y tipos de yacimientos aparentemente distintos que pueden ser generados por estos grandes sistemas hidrotermales impulsados por magmas y pueden existir casos con fluidos no magmáticos que son provenientes de las rocas de la corteza, incluyendo fluidos metamórficos que pueden generar, movilizar e incorporarse a los depósitos IOCG por su asociación a un batolito o plutón; esto incluye la mezcla con fluidos derivados de las aguas meteóricas. La fundición del metal de la corteza es también evidente en estos sistemas debido a la alteración extensa de alta temperatura. Starra (Australia, 1980), Candelaria (Chile, 1987), Osborne (Australia, 1988), Manto Verde (Chile, 1988), Ernest Henry (Australia, 1991). Los depósitos tipo IOCG son caracterizados por una zona progresiva de alteración desde el núcleo de alta temperatura hasta zonas de baja temperatura como se muestra a continuación:

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Tabla 4 Minerales que se forman dependiendo de la temperatura.

Las mineralizaciones del tipo IOCG se encuentran en varios distritos bien delimitados del mundo (figura 5). La mayor parte de ellos se localizan en cinturones antiguos con intensa deformación, magmatismo y metamorfismo de alto grado y polifásicos lo que muchas veces hace difícil establecer las relaciones precisas entre mineralización y eventos geológicos; sin embargo, tanto en los Andes (Perú, Chile) como en el SO de España hay mineralizaciones que reúnen muchas de las características de los sistemas IOCG y que están poco deformadas y metamorfoseadas. Actualmente existen dos hipótesis generales para la génesis de estas mineralizaciones. La hipótesis magmática, defendida por Frietsch (1978), Mark, et. al., 2000, Pollard (2000), Sillitoe (2003), entre otros; sostiene que los fluidos mineralizadores son producto de la exsolución magmática y que dan lugar a una zonación similar a la de los pórfidos cupríferos. La segunda hipótesis plantea que los fluidos son derivados de cuencas ricas en evaporitas y que las rocas ígneas solo actúan como fuentes de calor, (Barton y Johnson, 2000; Groves et. al., 2010).

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Figura 5 Distribución global de la mineralización tipo IOCG, (Groves, et. al., 2010).

Ejemplos de IOCG en el mundo.

Olympic Dam.

El descubrimiento del yacimiento Olympic Dam (Australia) en 1975 y su posterior explotación en 1983 llevó al reconocimiento de los depósitos de óxidos de fierro (FeO) con cobre (Cu) y oro (Au) como una nueva tipología de yacimiento y produjo el interés de exploración y en la redefinición tipológica de estos yacimientos. El depósito está localizado en el margen oeste del cratón de Gawler, el basamento está constituido por rocas metasedimentarias y granitos deformados correlacionados con el grupo Hutchison del Proterozoico temprano, las cuales son intrusionadas por una suite de granitoides del Proterozoico medio. El depósito está hospedado en un cuerpo extenso de brechas hidrotermales, llamado brechas Olympic Dam; están descritas como brechas de cuarzo-hematita, el desarrollo de las mismas puede considerarse que se formó progresivamente por un brechamiento hidrotermal y un metasomatismo de hierro por la roca granítica encajonante, estas presentan una forma irregular. La alteración hidrotermal que se observa en este depósito es sericita-hematita, con menos clorita, sílice, carbonatos y magnetita.

Alteración y mineralización.

La llave para la alteración hidrotermal y la mineralización en Olympic Dam es el conjunto de minerales como magnetita-feldespato alcalino-silicato + sulfuros de hierro-cobre (Fe-Cu) y hematita-sericita-clorita-carbonato + sulfuros de hierro- cobre (Fe-Cu) + uranio (U) y tierras raras (REE). La alteración magnetita-biotita se observa como un conjunto, las asociaciones de alteraciones ocurren tanto en las vetas como también en reemplazamiento de la roca encajonante. El ensamblaje de magnetita-feldespato-calco silicato está subdividido en dos tipos: una alteración compuesta por magnetita-albita-calco silicatos (Fe-Na-Ca) y la otra compuesta por un enriquecimiento en potasio (en el caso del feldespato potásico (K) es remplazado por albita). La asociación de magnetita-feldespato potásico y calco silicatos es ilimitado en el conjunto de magnetita que es el soporte dominante en los sistemas IOCG. Los calco silicatos son generalmente actinolita o diopsida; los minerales presentes en ambos conjuntos de magnetita, que ocurren como trazas de cuarzo, pirita, apatito, titanita, calcopirita, escapolita y allanita, generalmente la hematita reemplaza la magnetita preexistente a diferentes grados, (Williams, et. al., 2005).

La Candelaria Punta de Cobre.

Este depósito se encuentra a lo largo del margen del este de la costa cerca del batolito Copiapó, en Chile. Forma parte del grupo de depósitos tipo IOCG. Los depósitos están localizados al este cerca de la ramificación de la zona de la falla Atacama, la cual se extiende más de 1,000 kilómetros a lo largo de la costa Chilena. La zona de la falla de Atacama está ligada a un sistema de fallas de subducción de arco paralelo que ha estado activo por lo menos desde la época Jurásica. Este sistema de falla controla la mineralización de muchos de los depósitos en Chile. Los depósitos de Cu-Au-Zn-Ag en La Candelaria Punta del Cobre se encuentran hospedados en rocas volcánicas y volcanoclásticas, adyacente a plutones del Cretácico temprano. Las rocas estratificadas expuestas en esta área representan facies de transición a arcos volcánicos continentales hacia el este y noreste, hacia el este y suroeste de la cuenca hay evidencia de un trasarco marino somero. La sedimentación en la cuenca del trasarco comienza en el Cretácico temprano con depósitos de la parte superior de la formación Punta del Cobre que está representada por rocas volcánico-volcanoclásticas, las cuales sobreyace a rocas carbonatadas del Grupo Chañarcillo. La inversión de la cuenca comienza en el Aptiano y eventualmente tiene como resultado la erosión parcial de la secuencia del trasarco. Los plutones granitoides que están intrusionados en los depósitos del trasarco en la porción oeste del área causando una extensiva aureola de metamorfismo de contacto. El batolito consiste en severas intrusiones de composición calco alcalino del rango de diorita a cuarzo-monzonita, (Williams, et. al., 2005).

Mineralización y alteración.

En el cinturón de Punta del Cobre, el mineral de cobre se encuentra tanto en vetas masivas, en la matriz de las brechas hidrotermales, como vetillas discontinuas, diseminación en la roca huésped o superpuesta en remplazamiento de cuerpos de magnetita masiva y cuerpos concordantes con la estratificación. Los mantos comúnmente están sobreyaciendo las vetas o cuerpos de brechas. Los cuerpos mineralizados están emplazados a lo largo del noroeste y muchos están confinados a la unidad Gerald-Negro. Esencialmente la mineralización consiste en magnetita y/o hematita, calcopirita y pirita, en algunas zonas muy locales se tienen pirrotita, esfalerita, trazas de molibdenita y arsenopirita. El oro nativo ocurre en micro inclusiones en la calcopirita. Los minerales desarrollados en la zona supergénica y en la zona de enriquecimiento incluyen malaquita, crisocola, calcosita y covelita. El mineral de ganga consiste en cuarzo y anhidrita. La alteración potásica se muestra por: albita-clorita + calcita + cuarzo; La albitizacion está mostrada por un ensamblaje de pirita + trazas de calcopirita y/o diseminación de hematita, (Williams, et. al., 2005).

IOCG en México.

Los depósitos IOCG son económicamente importantes por su enriquecimiento en cobre (Cu) y oro (Au) además de ser geológicamente relevantes por su alto contenido de óxidos de hierro (FeO) (hasta 20% hierro). En México, a diferencia de otros depósitos mundiales, son más jóvenes y relativamente pequeños. De acuerdo a su edad y situación geográfica los yacimientos pueden clasificarse en dos grupos principales: primero los relacionados a una edad Paleógeno asociado a rocas volcánicas félsicas localizadas al noreste del país y los de la porción suroccidental de México, ubicados en una franja paralela a la costa pacífica que comprende parte de los estados de Baja California, Jalisco, Colima, Michoacán y Guerrero, (Campa-Uranga y Coney, 1983); formando parte de la secuencia vulcanosedimentaria del Jurasico-Cretacico. La génesis es a partir de magmas evolucionados de mena de hierro (Fe) con alto contenido de volátiles, fósforo (P), flúor (F), cloro (Cl); los cuales al disminuir el punto de fusión y densidad, permiten una mayor movilidad y un emplazamiento como cuerpos intrusivos y extrusivos. Este tipo de yacimientos son importantes en México por su potencial económico, esto aporta una visión para la exploración de nuevos yacimientos de hierro (Fe) con mineralización de cobre (Cu) y oro (Au) en México, (Gonzáles, et. al., 2010).

Ejemplos de IOCG en México.

Yacimiento de Guaynopa.

El depósito de Guaynopa, Chihuahua fue formado por la asociación de una intrusión de composición gabroica que fue intrusionada en la secuencia carbonatada Cretácica inferior, creando un ambiente favorable para la formación de skarn y mantos enriquecidos en cobre (Cu), oro (Au). Con base a sus características petrográficas y geoquímicas, las rocas muestran rasgos claros de magmas adakíticos hibrido ricos en cobre (Cu) y oro (Au). De acuerdo a la distribución de datos en los diagramas variados de discriminación tectónica, las rocas de Guaynopa pertenecen a arcos volcánicos relacionados a zonas de subducción y N-MORB. El depósito de Guaynopa fue formado por la asociación de una intrusión de composición gabroico que fue intrusionada en la secuencia carbonatada Cretácica inferior, creando un ambiente favorable para la formación de skarn y mantos enriquecidos en cobre (Cu), oro (Au).

Mineralización y alteración.

Los datos de la edad de la mineralización para el depósito de Guaynopa da una edad de 94.21 ± 0.71 Ma que en la escala del tiempo geológico se localiza en el Cenomaniano. La evolución de la sucesión paragenética de los minerales es compatible con un aumento de la oxidación de reservorio mineral pasando de magnetita a hematita. El paso de magnetita a hematita se da igualmente y como consecuencia de un aumento en la fugacidad de oxígeno en el reservorio y el fraccionamiento isotópico negativo como consecuencia. Las temperaturas de homogenización y la salinidad de las inclusiones fluidas y los valores de δ34S de los sulfuros de Guaynopa son muy similares a los que podemos encontrar en otros tipos de depósitos IOCG. La salinidad en este depósito es generalmente interpretada como fluidos magmáticos con algunos grados de interacción con aguas superficiales. La ebullición provoca oxidación y esta a su vez fraccionamiento negativo del azufre, con un consecuente enfriamiento y pérdida de presión, (Gutiérrez, 2015).

Peña Colorada.

En este yacimiento la disposición, estructura, mineralogía y textura de los diferentes cuerpos mineralizados es similar a la propuesta por (Hitzman et. al., 1992) para los depósitos de tipo IOCG encajados en series volcánicas fanerozoicas. Asimismo, su edad y localización es similar a la de los depósitos de hierro-cobre-oro de edad cretácica de Chile (Marschick y Fontboté, 2001). Por todo ello, este yacimiento entra dentro de la polémica sobre su posible origen ortomagmático, hidrotermal o mixto, con mayor o menor influencia de fluidos magmáticos, (Tritlla, et. al., 2003).

Mineralización y alteración.

El emplazamiento de los minerales de hierro en el yacimiento de Peña Colorada, especialmente la eyección de los cuerpos macizos y el cuerpo de brecha, fue acompañado por un intenso calor (800- 1,200ºC), que genero una aureola de alteración principalmente hacia la parte superior del yacimiento. Esta aureola consiste de cloritización, feldespatización, y muy escasamente la presencia de horizontes de granate y vetillas de epidota. Los resultados geoquímicos permiten postular procesos de formación a partir de un magma de mena de óxidos de hierro

(Fe), los que pudieron haberse generado por un proceso de inmiscibilidad de líquidos.

1.6 Localización y vías de acceso al área de estudio.

El área de Las Minas se encuentra en la porción central de Veracruz, dentro de las coordenadas geográficas 19°39´ y 19°46´ de latitud Norte, 97°06’ y 97°13’ de longitud Oeste (figura 7), cerca del límite con el estado de Puebla, 50 kilómetros al noroeste de la Ciudad de Xalapa, capital del estado, y 8 kilómetros al noroeste del Pueblo de Las Vigas de Ramírez. De manera más local el área de estudio se localiza en las cabeceras municipales de Las Minas y colinda al norte con el municipio de Altotonga; al oriente con los municipios de Tatatila, Las Vigas de Ramírez y Villa Aldama. Las principales vías de acceso al área Las Minas (figura 6), desde la Ciudad de México son por la autopista número 140 que conecta a México-Puebla-Xalapa y puerto de Veracruz.

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Fuente: Google Earth

Figura 6 Ubicación y accesos.

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CAPÍTULO 2. GEOLOGÍA REGIONAL Y LOCAL

2.1 Marco tectónico.

Las rocas más antiguas que afloran en el estado corresponden desde la era Paleozoica y son producto de un acontecimiento de dimensiones globales, resultante del choque de las masas continentales que posteriormente formarían el supercontinente llamado Pangea. Esta colisión provocó la construcción de la cordillera Marathon-Ouachita en el límite de los períodos Pérmico-Triásico, la cual se extiende a lo largo de la región oriental de los Estados Unidos hasta el Norte de México (Handschy, et. al., 1987). Durante el Triásico comienza a imperar un ambiente de distensión provocado por la apertura del Golfo de México, como consecuencia del inicio de la separación de Pangea (Sedlock, et. al., 1993). Esta etapa inicia con la formación de un rift continental en la parte sur de la placa norteamericana, que culminó con la separación de las placas africana y sudamericana, dando lugar al nacimiento del océano Atlántico. En México, esta ruptura continental provocó desplazamientos que desarrollaron una morfología de fosas y pilares. En un principio, los bajos topográficos (fosas) fueron rellenados por depósitos continentales formados por abanicos aluviales y depósitos de pie de monte. Durante el Jurásico medio comenzó una transgresión proveniente del este, del llamado Mar de Tethys.

Las depresiones que se formaron durante la apertura del Golfo de México permitieron esta incursión marina con el sucesivo depósito de potentes secuencias evaporíticas en los bordes. Mientras que los altos topográficos (pilares) fueron las fuentes de aporte de material sedimentario. Para este momento, el ambiente continental que prevaleció de otras épocas comenzaba a ser un ambiente marino. A medida que avanzó la transgresión, las aguas oceánicas inundaron las islas remanentes, conformando zonas de profundidades someras, lo cual facilitó el desarrollo de plataformas marinas que en la actualidad constituyen grandes volúmenes de rocas almacenadoras de hidrocarburos.

En términos geológicos, estas estructuras (figura 8), se conocen como las plataformas de Tuxpan, Córdoba, Tampico-Misantla y San Luis-Valles (Ortuño- Arzate et. al., 2003; Carrillo-Bravo, 1971). En la medida en que el nivel del mar ascendía, las aguas someras se volvían más profundas. Este avance paulatino culminó en el Cretácico Superior, cuando todos los altos topográficos quedaron totalmente sumergidos. En el límite de los periodos Cretácico Superior y Terciario, el choque entre las placas de Farallón y de Norteamérica originó la Orogenia Laramide. Como consecuencia de esto, en la parte occidental del país se emplazó un arco volcánico que formó las grandes provincias ignimbríticas de la Sierra Madre Occidental. Mientras que en la porción oriental del territorio, los efectos de dicha orogenia deformaron los sedimentos marinos y provocaron su levantamiento, formando así lo que actualmente es la Sierra Madre Oriental, con una orientación NE-SW constituida por un cinturón plegado. Este evento tuvo como consecuencia el cambio de ambiente marino a continental.

En el Paleoceno, la región continental estuvo sometida a esfuerzos corticales y a una intensa erosión de la Sierra Madre Oriental, los sedimentos originados se distribuyeron en forma de abanicos submarinos que rellenaron las cuencas terciarias, formando así la planicie costera del Golfo de México, la cual fue cubierta por la última trasgresión marina. Durante el Mioceno Medio aparecen los primeros signos del vulcanismo originado por la subducción de la placa del Pacífico por debajo de la placa Norteamericana, lo cual dio origen a la formación de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM). Esta provincia geológica atraviesa al país en su parte central con una orientación este-oeste (Demant y Robin, 1975). En el sector oriental de la FVTM, este vulcanismo quedó de manifiesto con la construcción de la Sierra de Chiconquiaco, Palma Sola, los estratovolcanes: Pico de Orizaba, Cofre de Perote, Las Cumbres y La Gloria, así como los campos monogenéticos de los Tuxtlas y Xalapa y las calderas de los Humeros y Chiconquiaco, (Aguilera, et, al., 2000).

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FIGURA 8 PLANO TECTÓNICO

2.2 Geología regional.

La secuencia Mesozoica del oriente de México evolucionó sobre un basamento poco conocido, ya que en general son muy escasas sus exposiciones. Los afloramientos Paleozoicos de la Sierra Madre Oriental aparecen intensamente metamorfoseados y se les correlaciona con el cinturón Apalache-Marathon- Ouachita del sureste de Estados Unidos de América; a consecuencia del evento orogénico, la región emergió durante el Pérmico tardío y se mantuvo así hasta el Jurásico Inferior. Los principales elementos tectónicos que controlaron el depósito y deformación de las secuencias sedimentarias mesozoicas y terciarias en el noroeste y sureste del estado de Veracruz, lo constituyen el Anticlinorio de Huayacocotla, Macizo de Teziutlán, Plataforma de Córdoba, El Macizo Volcánico de los Tuxtlas y la Cuenca Salina del Istmo, así como la cuenca de Tampico- Tuxpan con la antefosa de Chicontepec y la Cuenca de Veracruz, (Mora, 1990).

- Anticlinorio de Huayacocotla.

Esta estructura se encuentra al noreste de la entidad en la región de la provincia de la Sierra Madre Oriental, fue originada por los esfuerzos compresivos que se presentaron en las rocas sedimentarias marinas pre-terciarias, durante la orogenia Laramide. Las estructuras volcánicas están constituidas principalmente por derrames lávicos, aunque existen pequeños cuerpos intrusivos en forma de diques que afectan a la secuencia Mesozoica, (Ochoa, 1996).

- Macizo de Teziutlán.

Tiene una orientación NE-SW, cuya culminación se encuentra al poniente de Teziutlán Puebla; cerca de su eje y culminación afloran cuerpos graníticos; está limitado al noreste por la Cuenca de Tampico-Tuxpan y la antefosa de Chicontepec, al sureste por la Cuenca de Veracruz; al poniente está limitado por el Cinturón Mexicano de Pliegues y Fallas y al oriente por el Golfo de México. Su influencia se percibe por los intensos pliegues encontrados en su flanco norte, así como por otros menos intensos en su flanco sur, (Ruiz, 1965).

- Plataforma de Córdoba.

Este bloque se encuentra al poniente de la Cuenca de Veracruz, que existió desde el Jurásico Superior hasta el Cretácico Superior (Maestrichtiano). Esta plataforma tiene su borde oriental bajo los sedimentos terciarios y su borde occidental se encuentra aflorando y constituyendo parte de la Sierra Madre Oriental. El marco tectónico regional está formado por plegamientos asimétricos al oriente y fuerte fallamiento inverso asociado a fallas de transcurrencia. Las formaciones productoras del Cretácico Superior son brechas arrecifales de la Formación Méndez que producen aceite en los campos Angostura, Nopaltepec y en calizas arrecifales de la Formación Guzmantla que producen aceite en los campos Casa Blanca, Tres Higueras y Plan de Oro, además gas en Rincón Pacheco y Cópite; recientemente se ha logrado obtener producción de aceite y gas en la Formación Orizaba del Cretácico Medio. (Cardenas, 1994).

- Macizo volcánico de los Tuxtlas.

Este bloque señala una parte del límite oriental de la cuenca de Veracruz y consiste de un alto estructural de diorita, sobre la que se encuentran sobrepuestas extrusiones andesíticas y basálticas. Algunos de sus volcanes como el de San Martin; han estado en actividad en épocas muy recientes. Contrastando con el macizo de Teziutlán, el de los Tuxtlas no está cubierto por depósitos anteriores al Oligoceno, por lo que se infiere que estuvo emergido en el Mesozoico y el Eoceno, formando parte de la barrera que permitió el depósito de sal en la Cuenca Salina del Istmo durante el Jurásico, (Martínez, 1992).

- Cuenca salina del Istmo.

Esta provincia se localiza en la porción suroriental de la República Mexicana, abarca el sureste del estado de Veracruz y casi todo el estado de Tabasco; comprende la Cuenca Salina del Istmo con la subcuenca de Comalcalco y la Cuenca de Macuspana, limita al norte con el Golfo de México al sur con los plegamientos de la Sierra de Chiapas, al oeste con la Cuenca de Veracruz y al este con la Plataforma Yucateca. En toda la Cuenca Terciaria del sureste, hay evidencias del carácter tectónico sedimentario de las evaporitas, ya sea como inicio de la serie sedimentaria marina o bien como diapiro, cuya expresión máxima, se tiene en la Cuenca Salina del Istmo. Los elementos estructurales que limitan la cuenca son por el oriente la falla de Comalcalco y por el occidente la falla de Istmo, tiene como limites por el sur el frente de la Sierra de Chiapas, aunque su límite tectónico no se ha podido definir; sin embargo, la dirección de las fallas y los ejes estructurales en la Sierra de Chiapas son de noreste a sureste y el límite norte se encuentra en el actual Golfo de México.

En el Terciario se presentó un proceso de distensión, que dio lugar a la reactivación de las fallas de Palizada, Macuspana y Comalcalco, esto provocó que la cuencas terciarias evolucionaran como fosas o grabens que recibieron el aporte de sedimentos de todo el Cenozoico; el diastrofismo del Mioceno, aunado a los efectos diapíricos de la sal, dio lugar a fallas inversas que ponen a rocas de esta edad o más antiguas,Oligoceno y Eoceno, debajo de las del Cretácico medio y del Jurásico tardío, (Miranda, 1982).

- Tectónica salina

En la Cuenca Salina del sureste de México se observa una tendencia de orientación NE-SW que controla la ubicación de los domos salinos. La orientación para los plegamientos del marco de la cuenca terciaria a lo largo de sus límites al sur, muestran un contraste con la orientación noreste- sureste del alineamiento de las estructuras dómicas dentro de la cuenca salina. Tal parece que la orientación de los domos y pliegues que se forman sobre ellos corren paralelamente al extremo occidental de la Cuenca Salina; como ejemplo, se tienen los domos de Chinameca, Jáltipan y Almagres que se ubican a lo largo del límite occidental de dicha cuenca. Los ejes de los pliegues localizados más hacia el occidente, fuera de la masa salina y más cercanos al Macizo de San Andrés Tuxtla, corren también de noreste a suroeste, al parecer el macizo ejerció una fuerza compresional hacia el suroeste afectando la masa salina, causando pliegues y domos salinos orientados de noreste a suroeste. Sin embargo, el esfuerzo no fue suficientemente intenso para causar plegamiento o fallamiento. Como la edad de las rocas volcánicas y las intrusivas del Macizo de San Andrés son de edad post- Oligoceno, y considerando que la mayor parte de las intrusiones salinas dentro de capas más jóvenes han motivado que los estratos del Mioceno se hayan fracturado y plegado, se asume que el Macizo de San Andrés fue el responsable de la orientación noroeste- suroeste de los pliegues salinos y también de la orientación de los apófisis en la parte occidental de la cuenca salina, (Cardenas, 1994).

- Cuenca de Tampico- Tuxpan.

Está localizada en la parte norte del estado de Veracruz, extendiéndose en el extremo sur del estado de Tamaulipas y las porciones más orientales de San Luis Potosí, Hidalgo y norte de Puebla. La cuenca Tampico-Tuxpan tiene la forma de un arco semielíptico, abierto hacia el Golfo de México y está delimitada al norte por el arco de Tamaulipas y el homoclinal regional de San José de las Rusias, al oeste con la Sierra Madre Oriental y al sur por el Macizo Tectónico de Teziutlán. El carácter de la cuenca de esta región obedece al hundimiento del área ocupada por el archipiélago de Tamaulipas, provocando en gran parte por los esfuerzos que plegaron y fallaron la Sierra Madre Oriental a principios del Terciario, (Reyes, 1979).

- Antefosa de Chicontepec.

La cuenca de Tampico-Tuxpan que se originó en el Paleoceno al principiar los levantamientos de la Sierra Madre Oriental, fue afectada en su margen occidental y suroccidental por una depresión de considerable magnitud, denominada antefosa de Chicontepec; en ella se depositó un gran volumen de sedimentos arcillo-arenosos de tipo turbidítico, (Cardenas, 1994).

- Cuenca de Veracruz.

Se localiza al oriente de la plataforma de Córdoba, está delimitada al norte por el Macizo de Teziutlán, al poniente y suroeste por el Cinturón Mexicano de Pliegues y Fallas , al oriente por la Cuenca Salina de Istmo, el Macizo de San Andrés y la antefosa de Chiapas, y al noreste por el Golfo de México. Se define como un grueso paquete de sedimentos arcillo-arenosos y conglomeráticos que en la porción central de la cuenca alcanzan un espesor de 8,000 a 9,000 metros, adelgazándose hacia sus extremos. La secuencia está constituida por sedimentos marinos depositados desde el Paleoceno al Mioceno, (Reyes, 1979).

2.3. Estratigrafía

La columna estratigráfica del estado de Veracruz está representada por un basamento de rocas plutónicas y metamórficas del Paleozoico Superior y una secuencia sedimentaria de tipo flysch (Formación Guacamaya), que aflora al norte del poblado de Huayacocotla, localizada en la porción noroccidental de la entidad. La Formación Guacamaya está sobreyacida por unidades mesozoicas: sedimentos clásticos del Triásico Superior y rocas sedimentarias marinas Jurásicas y Cretácicas, que afloran en los límites con los estados de Tamaulipas, Hidalgo, Puebla, Oaxaca y Chiapas. El Cenozoico se encuentra aflorando en gran parte del estado y está representado por sedimentos clásticos de origen marino y rocas volcánicas, del Terciario Superior y Holoceno constituidos por derrames de basalto, andesitas y tobas riolíticas, así como depósitos de arena, gravas, arcillas y limos. La actividad intrusiva que se inicia a fines del Cretácico, se manifiesta por cuerpos de composición ácida e intermedia (granitos y granodioritas) que afectan rocas Jurásicas y Cretácicas, principalmente en las regiones de Tatatila, Las Minas y Huayacocotla, (Gibson, 1936).

JURÁSICO SUPERIOR (Js).

Consiste de calizas de plataforma de la Formación San Ricardo, con intercalaciones de lutitas, areniscas y algunas evaporitas con colores pardo claro y gris claro, con estratificación que varía de delgada a mediana. Esta secuencia aflora exclusivamente en la porción sur de la entidad, en los márgenes del rio Uxpanapa, cerca de los límites con Oaxaca, presentando una morfología de montículos alineados. Sobreyace de manera concordante a las rocas del Jurásico Superior y en discordancia a los sedimentos de la Formación Todos Santos, (Pedrazzini y Basañez, 1978).

CRETÁCICO INFERIOR (Ki).

La base del Cretácico Inferior en el estado de Veracruz está representada por depósitos de facies de cuenca, plataforma y sedimentos calcáreos con algunas intercalaciones arcillosas de las Formaciones Tamaulipas Inferior, Otates, Chinameca Superior y Xonamanca. La litología de estas formaciones cretácicas consiste de calizas compactadas, densas, con desarrollo de carsticidad, de colores gris, gris claro y amarillento en estratos delgados, masivos con nódulos y delgadas bandas de pedernal así como caliza negra en partes clástica, con lentes de pedernal en estratos que varían de delgados a muy gruesos y calizas arcillosas de colores gris a negro, en estratos que varían entre 0.05 a 0.50 metros de espesor con intercalaciones de lutitas laminadas. Estas rocas afloran al suroeste de Tlapacoyan, al noroeste de Jilotepec y al noroeste de Huatusco; en donde forman montañas altas con acantilados, así como pequeños cerros redondeados. En el área de Tatatila Las Minas, las calizas han sido fuertemente afectadas por intrusiones graníticas posteriores y transformadas en su mayor parte a mármoles. Por efecto de la combinación de fallamiento y erosión se produce una morfología de montañas escarpadas disectadas por profundos cañones. Otros afloramientos de esta secuencia pueden verse al sureste de Llamatlán, en la localidad de Gómez Farías, al suroeste de Perote, al oeste de Tlacolulan y hacia el sur de la entidad, cerca de los límites con el estado de Oaxaca.

La cima del Cretácico Inferior está representada por las Formaciones Tamaulipas Superior, El Abra, Cuesta de Cura, Orizaba y la Sierra Madre compactas de colores gris, blanco y amarillo claro, en estratos que varían de 0.10 a 0.40 metros de espesor, con intercalaciones de pedernal en delgadas capas o en lente, al igual que calizas de color gris, azul, blanco y pardo, con macrofauna (miliolidos y rudistas) conglomerado intraformacional y bancos de calizas fosilíferas y por ultimo caliza de color gris oscuro con horizontes de caliza microlítica, presenta rudistas bien preservados, (Martínez, et. al., 2001).

Los principales afloramientos de la cima del Cretácico Inferior se localizan al noroeste y sur de Zontecomatlán, al norte y oriente de Tlachichilco, en las localidades de Arroyo Hondo y Zongolica, al sur de Orizaba y al sureste de Playa Vicente. La Formación Caliza Sierra Madre, aflora extensamente al sur del estado en los márgenes del río Uxpanapa, cerca de los límites con Oaxaca y Chiapas. Esta unidad consiste de calizas de plataforma depositadas en aguas relativamente profundas.

CRETÁCICO SUPERIOR (Ks).

Está representado por una secuencia calcáreo-arcillosa de las Formaciones Méndez, San Felipe, Agua Nueva, Caliza Maltrata y Atoyac, que descansan de manera concordante sobre las rocas del Cretácico Inferior. Litológicamente consisten principalmente de margas, en estratos delgados, que llegan a formar bancos de hasta 20 metros de espesor, intercaladas con algunas lutitas de color pardo, en la localidad de Chapopotillo, que es donde afloran extensamente formando el núcleo de un anticlinal así como calizas compactadas en estratos de 0.05 a 0.50 metros de espesor, arcillosas en partes, de colores gris claro, verde, gris oscuro y negro, intercaladas con lutitas laminadas color gris oscuro a negro, a veces bituminosas o carbonosas, así como horizontes de bentonita verde. Afloran formando lomas de bajo relieve en la localidad de Tlachichilco, al poniente de Zontecomatlan, y al noreste y sureste de Coxquihui en la porción noroccidental del estado, al igual que calizas color gris claro y negro en estratos de 0.10 a 0.40 metros de espesor con bandas y lentes de pedernal, con intercalaciones de lutitas negras. Forman un relieve abrupto en los afloramientos que existen en los alrededores de Maltrata. Y por último caliza biógena color pardo claro, en estratos que varían de medianos a gruesos, con algunas intercalaciones de calcarenitas. Afloran en la localidad de Atoyac, al norte de Córdoba y al sur de Orizaba, así como en la porción sur de la entidad en los márgenes del río Uxpanapa, (Cardenas, 1994).

CENOZOICO.

Durante el Terciario, en el lapso de una regresión marina hacia el oriente se depositaron en las llanuras costeras del Golfo los sedimentos terrígenos de las Formaciones Chicontepec (Paleoceno), Aragon, Guayabal, Chapopote, Tantoyuca, Chicontepec Superior, Lutitas Nanchitital (Oligoceno), Tuxpan, Escolin, Cedral, Agua Quexquite, Paraje Solo, Filisola, Concepción, Encanto; estos depósitos se originaron al comenzar las deformaciones orogénicas de la Sierra Madre Oriental. Durante el inicio del Cenozoico, formaron cadenas montañosas alargadas y plegadas, con ejes orientados noroeste- sureste paralelas a la línea de costa, (Cardenas, 1994).

PALEOCENO (Tpal).

Está representado por un paquete de lutitas grises, verdes, rojizas y amarillas; margas arenosas interestratificadas con areniscas y las huellas de gusanos y grietas de desecación en las margas. La Formación Chicontepec forma una franja que aflora a lo largo del pie de la sierra y se extiende en el subsuelo hasta la Faja de Oro y la Aguada; alcanza su espesor máximo de 300 metros en la cuenca del mismo nombre y se adelgaza hacia el este hasta unos 30 metros de espesor. Esta formación aflora principalmente en la porción noroccidental de la entidad, en los límites con los estados de Hidalgo y San Luis Potosí; en las localidades de La Palma, Pánuco, Platón Sanchez, Chalma, Zoncotecomatlan, Colotlan, Chihualoque y Coyutlax, forman sierras bajas, alargadas de pendientes moderadas, (Cardenas, 1994).

EOCENO (Te).

Las rocas del Eoceno están representadas por las Formaciones Aragón, Guayabal, Chapopote-Tantoyuca, Chicontepec Superior y Lutitas Nanchital que afloran extensamente en la porción noroccidental de la entidad, donde forman lomeríos de pendientes suaves, alineados con dirección NE-SW; pueden observarse en las localidades del Moneque, Tempoal, Tatoyuca, Tepetzintla, oeste y sur de Potrero del Llano, Espinal y Misantla. Su litología está constituida por margas de color gris a gris oscuro y verdoso, que al estar en contacto con la erosión presentan un color pardo y amarillento. Margas arenosas gris oscuro, no

estratificada, que en partes presentan delgadas capas de areniscas, nódulos de hierro y horizontes de bentonita, contienen moluscos, fragmentos de pelecípodos y foraminíferos, que indican las condiciones de agua bastantes someras así como areniscas, conglomerados y margas con calizas impuras, los conglomerados se encuentran formando grandes abanicos y se componen de guijarros y cantos de caliza del Cretácico, pedernal negro y areniscas de la Formación Chicontepec. Lutitas que en ocasiones son arenosas, con intercalaciones de areniscas de grano fino, en colores gris con tonalidades azuladas, verdes y pardos. Estas rocas afloran formando prominencias alargadas al sur de la identidad, en los márgenes del rio Uxpanapa, (Cardenas, 1994).

OLIGOCENO (To).

Las rocas de esta época están constituidas por una secuencia de areniscas y lutitas de las Formaciones Mesón, Alazan, Coatzintla, Palma Real, Horcones, La Laja y Conglomerado Nanchital, depositadas en un ambiente marino de aguas marginales a poca profundidad; las lutitas en ocasiones son arenosas de colores gris claro a oscuro mientras que las areniscas son de grano medio y en algunos sitios arcillosas. La secuencia tiene también intercalaciones de margas de color gris, calizas coralinas y conglomerados. Sobreyace discordantemente a rocas del Paleoceno y concordantemente a los sedimentos del Eoceno; afloran extensamente, sobre todo en las porciones norte y centro del estado, formando lomeríos bajos de pendientes suaves. Al sur de la entidad, en los alrededores del cerro Nanchital y en las márgenes de los ríos Uxpanapa y Nanchital aflora una secuencia del Oligoceno que consiste en lutitas y areniscas depositadas en aguas profundas: las lutitas son homogéneas, compactadas, de colores gris, verde y negro; con intercalaciones de arenisca calcárea, arenisca no consolidada, tobas y conglomerados, (Cardenas, 1994).

MIOCENO (Tm).

El Mioceno se presenta ampliamente distribuido en la entidad, cubriendo las porciones noreste, centro y suroeste de la misma. Está representado principalmente por sedimentos arcillo-arenosos de las Formaciones Tuxpan, Escolin, Cedral, Filisola, Concepción Inferior y Superior. En las localidades de Huitepec, Tenixtepec, Papantla, Cazones, Tuxpan y oeste de Tamiahua afloran rocas pertenecientes a la Formación Tuxpan, depositadas en aguas marinas someras; son lutitas en partes arenosas y areniscas de grano medio a fino, en ocasiones calcáreas, de color amarillo claro, descansan en discordancia sobre los depósitos del Oligoceno. El resto de las rocas miocénicas afloran en los alrededores de las poblaciones de Acayucan, Minatitlán, Estación Jesús Carranza, Xochiapa, Agua Dulce, Buenavista, Coatzacoalcos, Cuichapas, Filisola, Ceiba Bonita, San José del Carmen, Las Choapas y Cerro Nanchital. Es una secuencia litológicamente constituida por lutitas, areniscas y conglomerados. Las lutitas son arenosas, bien consolidadas y en ocasiones mal estratificadas, de color gris a gris azuloso; las areniscas son calcáreas, de grano fino, en estratos de 0.10 a 0.30 metros de espesor de color gris y gris amarillento; los conglomerados están constituidos por líticos volcánicos en matriz calcárea, también tienen intercalaciones de tobas y arenas no consolidadas, (Cardenas, 1994).

TERCIARIO SUPERIOR CLÁSTICO (Tc).

Con este nombre se designa a una secuencia de conglomerados, tobas alteradas y capas rojas poco consolidadas y mal estratificadas; esta unidad aflora extensamente en las porciones centro y occidente del estado, en las localidades de Jacomulcó, Acasonica, Soledad, Tierra Blanca, Los Naranjos, Tres Valles, Isla y Comején, formando lomas bajas con pendientes suaves, (Cruz, 1977).

TERCIARIO SUPERIOR VOLCANICO (Tsv).

La actividad volcánica comenzó a fines del Terciario y continuo hasta el Holoceno, (Demant, 1978), cubriendo una gran superficie en las porciones, centro occidente y sureste del estado de Veracruz (figura 9). Inicialmente el vulcanismo fue de composición andesitica, dichas rocas son las que constituyen los volcanes del Cofre de Perote (Naucampatepetl) y Pico de Orizaba (Citlaltepetl), con 5,747 msnm, siendo este el más alto de la República Mexicana. En los alrededores del Cofre de Perote, Villa Aldama, Vía de Ramírez y La Joya, existe una antiplanicie formada por andesita y tobas andesíticas. Otros afloramientos de estas rocas de composición intermedia se tienen al sur de Huayacocotla, así como en las localidades de Socautlan, Tenampa y Huatusco. También en la zona de los Tuxtlas cubren una extensa superficie, cuyos afloramientos se extienden hacia el sureste hasta Soteapan y Tecahuicapan, (Robín y Cantagrel 1982). De las rocas volcánicas, las de composición ácida son las menos abundantes y están representadas por tobas dacíticas y tobas riolíticas; estas últimas son vítreas, bien compactas, de color rosáceo y de estructura bandeada (ignimbritas); afloran formando cadenas montañosas en las márgenes del rio Las Minas en la región del mismo nombre. Las últimas manifestaciones de vulcanismo corresponden a efusiones de corrientes de lava y productos piroclásticos de composición básica. Las rocas basálticas afloran abundantemente en los alrededores de Xalapa y en las proximidades del lago de Catemaco (en la zona de los Tuxtlas); para unas andesitas ubicadas al sureste de la ciudad de Xalapa, entre Perote y Banderilla existe una serie de conos volcánicos que siguen un lineamiento con orientación suroeste- noroeste, también en la porción sureste de la entidad, en la región de los

Tuxtlas los aparatos volcánicos se encuentran alineados siguiendo un rumbo noroeste- sureste.

PLEISTOCENO - HOLOCENO (Qal).

Está representado por depósitos de arenas, gravas, limos y arcillas que por ser recientes se encuentran sin consolidar; son el producto de la desintegración por erosión de las rocas preexistentes que fueron y siguen siendo erosionadas y cuyos residuos son transportados y depositados en las porciones topográficamente bajas. En la porción central del estado, estos depósitos forman una extensa planicie que cubre las localidades de Cardel, Veracruz, Paso del Toro, Cuitlahuac, La Tinaja, Piedras Negras, El Coyote, Alvarado, Tlacotalpan, Lerdo de Tejada, Amantitlán, también son abundantes en las márgenes y lechos de ríos o arroyos, así como en la proximidad de la línea de costa, (Cardenas, 1994).

ROCAS IGNEAS INTRUSIVAS (Ti).

Estas afloran en el área de Uxpanapa en los límites con el estado de Oaxaca. Estos intrusivos pertenecen al complejo batolitico de Chiapas. La actividad intrusiva en el sector sur de la Sierra Madre Oriental en la entidad inicia a fines del Cretácico y se manifiesta en forma de intrusiones de composición variable, (granito a granodiorita), dichos intrusivos afectan a rocas cretácicas y jurásicas en las regiones de Tatatila, Las Minas y Huayacocotla, (figura 10), dando lugar a plegamientos y zonas de skarn, (Cardenas, 1994).

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FIGURA 9 ROCAS ÍGNEAS EXTRUSIVAS

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FIGURA 10 ROCAS ÍGNEAS INTRUSIVAS

2.4 Geología Estructural.

El marco estructural está conformado por una porción sepultada del Cinturón Plegado de la Sierra Madre Oriental conocido como Frente Tectónico Sepultado y conformado predominarmente por rocas carbonatadas de la plataforma Mesozoica de Córdoba y la Cuenca Terciaria de Veracruz. Como parte de un sistema compresivo el FTS está conformado por bloques de calizas cabalgantes sobre sedimentos terrígenos terciarios, formando anticlinales cuyo eje principal está orientado NW-SE con cierre en ambas direcciones y limitados por fallas inversas sub-paralelas a dicho eje; tienen vergencia al noreste donde la superficie de despegue es el Cretácico Inferior. La Cuenca Terciaria de Veracruz (CTV) es una cuenca de antepaís que fue rellenada por una secuencia siliciclástica alternante de lutitas, areniscas y conglomerados del Terciario, suprayaciendo a las rocas carbonatadas mesozoicas y conformando una columna sedimentaria meso- cenozoica de aproximadamente 12,000 metros de espesor.

El evento tectónico Laramídico deformó el occidente de la provincia a partir del Eoceno medio y ocasionó la formación de taludes inestables al oeste de la cuenca; provocando una sedimentación intermitente de clásticos de talud y pie de talud (flujo de escombros), formándose así una cuenca de antepaís a lo largo del margen oriental del Cinturón Plegado. Al continuar los esfuerzos compresivos sobre la plataforma de Córdoba durante el Eoceno-Oligoceno, se desarrolló un alineamiento de cabalgamientos, generando una mayor subsidencia de la cuenca por carga tectónica que duró hasta el Mioceno temprano. Para ese tiempo, la sedimentación continuaba con flujos de escombros sobre el talud y pie de talud, cuya principal fuente de aporte fueron las rocas carbonatadas cretácicas del Cinturón Plegado de la Sierra Madre Oriental.

El desarrollo de la cuenca inició durante el Mioceno temprano y alcanzó su mayor desarrollo a finales del Mioceno medio, por un evento tectónico asociado al establecimiento de la subducción de la Placa de Cocos en el sur-sureste; este evento es correlacionable con el evento tectónico Chiapaneco. La inversión de la cuenca se refleja también por dos sistemas de fallas, el primero corresponde al sistema noroeste-sureste Víbora-Novillero, mientras que el segundo sistema se conforma por los Altos de los Tuxtlas y Anegada, los cuales posiblemente corresponden a la actual expresión de la Falla Transformante Occidental del Golfo (Prost y Aranda, 2001). Para el Mioceno tardío, ocurren cambios en la composición mineralógica y fuentes de aporte de los sedimentos, cambiando de compuestos carbonatados (Paleógeno) a mezclas carbonatado-siliciclásticas en el Mioceno temprano y finalmente a siliciclásticas con influencia volcánica del Mioceno medio al Plioceno.

2.5 Geología Local.

2.5.1 Provincias geológicas.

El estado de Veracruz alberga parte de cuatro provincias geológicas:

- La Cuenca Deltaica de Veracruz.
- Faja Volcánica Transmexicana.
- El Macizo Ígneo de Palma Sola.
- El Miogeosinclinal del Golfo de México.

El área de estudio se circunscribe a la provincia del Macizo Ígneo de Palma Sola, la cual se describe a continuación:

Macizo Ígneo de Palma Sola.

Consiste predominantemente de una región montañosa, cuya topografía es abrupta, con desniveles que sobrepasan los 1,000 metros, (Cantagrel y Robin, 1979). Litológicamente está conformada por secuencias clásticas y carbonatos en las porciones bajas con una cobertura consistente principalmente de secuencias ígneas extrusivas (figura 11). Las principales unidades litológicas se describen a continuación:

ROCAS SEDIMENTARIAS

- HOLOCENO- PLEISTOCENO (Qal-Qsr-T-Qhal).

El registro litológico Mesozoico de la región está conformado por secuencias sedimentarias continentales del Triásico (Formación Huizachal), sobreyacida por rocas marinas del Jurásico (Formación Huayacocotla), cuya cima está conformada por rocas sedimentarias continentales con importantes componentes vulcanogénicos. Estas rocas están ampliamente expuestas en la región de Teziutlán, y han sido verificadas en pozos exploratorios en la ciudad de Jalapa.

El Jurásico Superior y el Cretácico (Ki) están representados por secuencias carbonatadas de plataforma y cuenca (Formaciones Orizaba, Guzmantla y Atoyac) emplazadas en las denominadas cuencas de Córdoba y Tampico Misantla. A finales del Cretácico e inicios del Terciario y durante la Orogenia Laramide, estas secuencias sedimentarias fueron intensamente plegadas y cabalgadas. Al ser levantada la Sierra Madre Oriental, la cuenca de Veracruz fue el receptáculo de una importante cantidad de sedimentos, (Gómez, 2002).

ROCAS IGNEAS

- PALEOGENO (EOCENO-MIOCENO) (Tig).

Las rocas ígneas más antiguas que afloran en el área están conformadas por rocas plutónicas y subvolcánicas de composición variable (gabros a granitos) que afloran a lo largo de la costa del Golfo de México; estas rocas forman troncos prominentes y complejos de diques que en ocasiones presentan mineralizaciones de sulfuros y alteraciones cloríticas. Negendank, et. al., (1985) señala que las rocas plutónicas deben ser consideradas como una formación magmática antigua, pues claramente existe una discordancia erosional superior con las unidades volcánicas más recientes. Este autor menciona también que las rocas de la “formación antigua” están conformadas por rocas magmáticas de composición variable, aunque dominantemente diorítica, de afinidad calci-alcalina, y que se encuentran cortadas por diques de afinidad alcalina. Por otra parte, se menciona también la existencia de rocas piroclásticas y vulcanoclásticas que pudieran estar asociadas a esta misma fase magmática, aunque esta aseveración no se corrobora con fechamientos ni tampoco se establece una distribución geográfica.

En la región de Palma Sola, los cuerpos plutónicos se encuentran aparentemente intrusionando a secuencias siliciclásticas terciarias, formando aureolas de metamorfismo de contacto y alteración hidrotermal en la roca encajonante (López- Infanzón, 1991). Por su parte, el contacto superior es claramente discordante con las secuencias volcánicas del Plioceno y Cuaternario. La discordancia superior permitió la exposición en superficie de cuerpos intrusivos de dimensiones considerables (troncos), además de ser frecuente encontrar diques y conductos alimentadores de derrames lávicos basálticos alcalinos cortando a las secuencias intrusivas, (Gómez, 2002).

NEÓGENO (MIOCENO)

- ANDESITA PALMA SOLA (Tmpc).

Se distribuye ampliamente en la porción central del estado, comprende a la Sierra de Chiconquiaco y el litoral del Golfo de México entre Laguna La Mancha, Palma Sola y Nautla, en las inmediaciones de Laguna Verde, Bacalmar, Plan de la Flor y al oriente de Misantla (cerros Necaspoya y el Tigre). Consiste de cuerpos masivos y coladas sucesivas de andesita con estructura fluidal de color gris y verde, con textura porfídica, de estructura masiva constituida principalmente por plagioclasa, con intensa alteración hidrotermal. Subyace a coladas basálticas (TmB). Forman mesetas y es afectada por diques andesíticos y basálticos, así como por diques de microdiorita; las edades radiométricas detectadas varían de 12.6 ± 0.6 a 6.50 ± 0.2 Ma, (Garduño y Gutiérrez, 1992).

- BASALTO (Tm)

Estas rocas afloran en la porción norte y central del estado; en el norte se presenta como pequeños afloramientos distribuidos de manera aislada, al oriente de Tempoal de Sánchez, al norte y noroccidente de Naranjos, al occidente de Álamo y al occidente de Cerro Azul (Cerro Chontla); en la porción central en la sierra de Chiconquiaco y Palma Sola, en las proximidades de las localidades de Mesa el Veinticuatro, Mesa del Rodeo, La Reforma, Alto del Tizar, El Cafetal, Monte Verde y La Esperanza. Consiste de basalto escoriáceo muy vesicular, de color grisáceo a rojizo, con textura afanítica, y estructura masiva, ocasionalmente pseudoestratificada, constituida por abundante olivino; descansa sobre la andesita Palma Sola. Las rocas pertenecientes a esta unidad afloran a todo lo largo de la provincia volcánica del Macizo de Palma Sola formando conos monogenéticos de composición basáltica (volcán Naolinco), edificios basálticos tipo escudo con conos cineríticos asociados (Los Atlixcos), y rocas vulcaniclásticas y piroclásticas asociadas a la actividad de los grandes estratovolcanes ubicados al occidente del área de estudio (Sierra Cofre de Perote y Pico de Orizaba); a diferencia de los derrames basálticos fisurales, las rocas asociadas a los conos cineríticos son vesiculares, y generalmente presentan texturas vitrofíricas o porfídicas con fenocristales de olivino, plagioclasa y escaso piroxeno. Estas secuencias volcánicas sobreyacen generalmente a los basaltos fisurales o a los cuerpos plutónicos, (Gómez, 2002).

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FIGURA 11 MAPA GEOLÓGICO DEL MACIZO DE PALMA SOLA

2.6 Geología del distrito Las Minas.

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Fuente: Google Earth

Figura 12 Zona urbana y principales minas de la zona de estudio.

La zona Las Minas está representada por un marco geológico complejo en términos de las unidades de roca expuestas y, sobre todo, en términos de las estructuras geológicas pre y post mineral. De manera general, el armazón geológico (figura 13); puede resumirse como la evolución generada en los paquetes de caliza de edad Cretácica deformados por la orogenia Laramide, las cuales fueron afectadas por una serie de intrusiones post-orogénicas que generaron rocas típicamente metasomáticas con el desarrollo de mineralización metálica conformada por asociaciones de magnetita-calcopirita-bornita-pirita con contenidos de oro asociado.

En lo que concierne a la mineralización del skarn, ésta fue sistemáticamente explotada de manera intensa durante la época de la colonia; no obstante que existen vestigios de actividad minera precolombina. Básicamente la mineralización es típica de un skarn proximal de alta temperatura cuya mena está compuesta por paragénesis de magnetita-calcopirita-bornita y oro asociado, la cual, según clasificaciones recientes puede ser considerada como del tipo IOCG. Actualmente la zona minera de Las Minas se encuentra bajo una intensa actividad exploratoria y evaluativa por parte de empresas canadienses y sus correspondientes subsidiarias mexicanas.

2.7 Estratigrafía.

El orden de sucesión puede establecerse de la siguiente manera:

- En la base se tienen los grandes paquetes gruesos de roca caliza del Cretácico Inferior (Ki); estas han sido fuertemente afectadas por intrusiones graníticas posteriores, las que han generado la formación del skarn propiamente, de la mineralización tipo IOCG y de los bancos de mármol.
- En las parte media, es bien reconocida la presencia de cuerpos de skarn (Tsk) de magnetita-calcopirita-bornita y granate, así como bancos de mármol, que se originó debido a las rocas intrusivas que afectaron a las rocas Cretácicas y Jurásicas y que dan origen a las notorias estructuras plegadas.
- En la cima de la secuencia litoestratigráfica se tiene expuesta la secuencia ígnea extrusiva (piroclástica principalmente) que se presenta como cobertura del sistema mineralizado y de las rocas más antiguas.

2.8 Geología estructural.

La estructuras geológicas mayores reconocidas en la zona de estudio (figura 14) corresponden a sistemas de falla compuestos, con cinemática evolutiva de cizalla dextral a movimiento normal, representadas por los ríos perenes Las Minas (bocaminas Boquillas y El Dorado) y Trinidad (área Cinco Señores), los cuales en la actualidad tienen un corrimiento NNE-SSW preferencial. La tectónica distensiva de la parte media-superior del Cenozoico ha dado lugar a sistemas de falla normal que son los más frecuentes y que afectan a toda la secuencia estratigráfica expuesta.

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FIGURA 13 COLUMNA ESTRATIGRAFICA

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FIGURA 14 MAPA GEOLÓGICO DE LAS MINAS, ESTADO DE VERACRUZ

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CAPÍTULO 3. PETROGRAFÍA Y MINERAGRAFÍA.

3.1 Petrografía.

El análisis se llevó a cabo mediante la descripción de secciones delgadas bajo el microscopio petrográfico. La nomenclatura empleada y abreviaciones de los minerales presentes considera la simbología de Kretz (1983), que se desglosa a continuación: Qtz: cuarzo, Plg: plagioclasas, Cal: calcita Feld-K: feldespato potásico, Hbl: horblenda, Px: piroxeno, Bt: biotita, Msv: muscovita:, Ox: óxidos, Dio: dioxido, Adsn: andesita, Op: minerales opacos, Crb: carbonatos, Mgt: magnetita, Oli: Oligoclasa, Chl: clorita, Atg: antigorita, Ep: epidota, Zr: zircón, Grt: granate, Ap: apatito, Aug: augita, Cl: clorita, Opx: ortopiroxenos, Anf: anfíboles, Cpx: clinopiroxenos, Ap: apatito, LP: luz paralela, NC: nicoles cruzados. La siguiente tabla muestra las 15 rocas que fueron seleccionadas para el análisis y la interpretación. La obtención de imágenes se realizó con una cámara de 16 megapíxeles montada en el ocular del microscopio, con el apoyo del software Toup Cam Special Software.

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Tabla 5 Relación del muestreo petrográfico.

3.2 Petrografía de los intrusivos.

Lámina 1TJBQ

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La muestra presenta un color gris con fenocristales blancos, contiene cuarzo y feldespato (colores claros), biotita y anfíboles como mineralogía secundaria.

A) Luz Paralela. Textura fanerítica, merocristalina, con bajo porcentaje de minerales opacos. B) Nícoles Cruzados. Se aprecian plagioclasas con aureolas de epidota alrededor; los cristales de anfíbol son reconocibles por su birrefringencia que varían de primer a segundo orden de interferencia. Presenta un fuerte proceso de alteración sericítica que trasforma algunos cristales de oligoclasa-andesina y feldespato casi en su totalidad; esta lamina presenta una proporción modal de plagioclasas mucho mayor que la de cuarzo y feldespato. DIORITA.

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Figura 15 Fotomicrografia (10x) de la muestra 1TJBQ perteneciente a la localidad las Boquillas: (A) Luz paralela, B) Nícoles cruzados.

Lámina 532

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Textura equigranular de tono claro, con presencia de clorita en fracturas y de sulfuros diseminados.

A) Luz Paralela. Roca plutónica que presenta una textura fanerítica con grado de cristalinidad merocristalina, con minerales opacos diseminados. Presenta minerales de biotita y epidota.
B) Nícoles Cruzados. Los cristales de plagioclasa presentan maclas. Los cristales de cuarzo tienen un aspecto fresco con colores de interferencia de primer orden, también se aprecian los minerales secundarios como: clinopiroxenos y anfíboles asi como minerales accesorios como zircón y apatito, algunas texturas gráficas son distinguibles; esto se debe a la cristalización simultánea de cuarzo y feldespato potásico.

GRANODIORITA.

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Figura 16 Fotomicrografia (10x) de la muestra 532 perteneciente a la localidad las Boquillas: (A) Luz paralela, B) Nícoles cruzados.

Lámina 538

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Textura equigranular de grano medio a grueso, con magnetita diseminada; presencia de micas y biotita.

A) Luz Polarizada. Se puede observar una textura granular fanerítica holocristalina y está compuesta principalmente por mineralogía de relieve fuerte.
B) Nícoles Cruzados. Se observan plagioclasas (oligoclasa-andesina) que presentan extinción ondulante. Este tipo de extinción se caracteriza por la alternancia de centro a borde de zonas con colores de birrefringencia alternativamente claros y oscuros; se observan en proporción equivalente al contenido de plagioclasas clinopiroxenos y cristales de hornblenda; la epidota es mineral accesorio dominante. GABRO.

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Figura 17 Fotomicrografía (10x) de la muestra 538 perteneciente a la localidad Santa Cruz: (A) Luz paralela, (B) Nícoles cruzados.

Lámina AUXA-5

Presenta una textura fanerítica. Esta se compone principalmente de cuarzo, mica y feldespato.

A) Luz Paralela. Textura inequigranular holocristalina. Se distinguen algunos cristales de fuerte relieve y pleocroísmo marcado.
B) Nícoles Cruzados. Roca ácida formada por una asociación de mineral de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, biotita y epidota; la mineralogía secundaria está conformada por anfíboles y micas. El feldespato potásico corresponde a ortoclasa, que junto con las plagioclasas son los más abundantes. Los cristales de plagioclasas son típicas maclas como se observa en la imagen. Los cristales de cuarzo presentan colores de interferencia de primer orden. Los minerales accesorios son zircón y apatito. GRANITO.

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Figura 18 Fotomicrografía (10X) de la muestra AUXA 5 perteneciente a la localidad Las Boquillas: (A) Luz paralela, B) Nícoles cruzados.

Lámina 33

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Textura equigranular grano grueso, con fenocristales de anfíboles, de coloración oscura, con magnetita y pirita diseminada.

A) Luz Paralela. Roca plutónica cuya textura es holocristalina; se observan minerales opacos diseminados.
B) Nícoles Cruzados. Esta lamina se caracteriza por la presencia de plagioclasa (andesina), biotitas, piroxenos, anfíboles y cuarzo así como también minerales accesorios como: magnetita, zircón y apatito; la asociación feldespato potásico-plagioclasas presenta texturas gráficas con estructuras mirmequíticas. MONZODIORITA.

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Figura 19 Fotomicrografía (10x) de la muestra 33 perteneciente a la localidad 5 Señores: (A) Luz paralela, (B) Nícoles cruzados.

Lámina PNII

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Textura fanerítica de color claro con minerales metálicos diseminados; son distinguibles cristales de cuarzo y feldespato.

A) Luz paralela. Textura inequigranular holocristalina, con presencia de minerales opacos y microlitos de epidota, micas y apatitos de fuerte relieve.
B) Nícoles Cruzados. Esta lámina presenta la siguiente mineralogía: cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa (oligoclasa-andesina); biotita y anfíboles como mineralogía secundaria y accesorios como el zircón y apatito. Se puede apreciar como la plagioclasa está siendo reemplazada por la epidota. MONZODIORITA.

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Figura 20 Fotomicrografia (10x) de la muestra PNII perteneciente a la localidad Las Boquillas: (A) Luz paralela, (B) Nícoles cruzados.

Lámina 529

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Presenta el contacto entre una roca granítica de composición ácida afectada por un dique de composición intermedia-básica

A) Luz Paralela. Se aprecian texturas contrastantes; por un lado (porción izquierda) la roca muestra una textura holocristalina de color pardo claro; por otro lado, el dique (porción derecha de la fotografía), muestra una textura equigranular microcristalina, con minerales de mayor relieve.
B) Nícoles Cruzados. La porción holocristalina muestra una mineralogía cuarzo-feldespática dominante, con anfíboles y micas como mineralogía secundaria; apatito y zircón como minerales accesorios. Por su parte el dique presenta un 85% de plagioclasas y poco porcentaje de cuarzo y ortopiroxenos como mineralogía secundaria. GRANODIORITA CORTADA POR DIQUE DE DIABASA.

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Figura 21 Fotomicrografia (10X) de la muestra 529 perteneciente a la localidad El Dorado: (A)Luz paralela, (B) Nicoles cruzados.

Lámina: LM-14-SC-10 (44 m).

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Presenta una composición ferromagnesiana dominante con algunos minerales fibrosos blancos.

A) Luz Paralela. Presenta una textura fibrosa granoblástica-inequigranular, en su mayoría compuesta por fenocristales subhedrales, con un relieve fuerte y notable pleocroísmo.
B) Nícoles Cruzados. Cristales cortados por fibras de antigorita, minerales secundarios magnetita y cristales maclados de olivino. Los cristales que se muestran en la fotografía son en su mayoría clinopiroxenos. GABRO SERPENTINIZADO.

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Figura 22 Fotomicrografia (10X) de la muestra LM-14-SC-10,44m perteneciente a la localidad Santa Cruz: (A)Luz paralela, (B) Nicoles cruzados.

3.3 Clasificación por conteo modal

Como se observa en la figura 23 la composición de las rocas intrusivas bajo estudio va desde gabros hasta granitos, como se muestra en la siguiente tabla.

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Tabla 6 Determinación de rocas intrusivas.

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Figura 23 Diagrama de Streckeisen para la clasificación de rocas ígneas intrusivas. (Streckeisen, 1967)

3.4 Petrografía del skarn.

Lámina: LM-11-SC-44 (11.0 m).

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Muestra de núcleo de perforación rica en magnetita, con vetillas de cuarzo, presenta una textura granoblástica. En el logeo se clasificó como exoskarn. El intervalo de muestreo fue de 10 a 12 metros; con 2.61 g/t de ley de oro.

A) Luz Paralela. Se aprecian vetas de cuarzo de color claro y fronteras muy definidas, magnetita muy notable (zonas oscuras de lado izquierdo), las vetas tienen abundante FeOx.
B) Nícoles Cruzados. Abundante magnetita (lado izquierdo) alojada en una matriz de sílice-carbonato; y en la parte derecha de esta fotografía se puede observar en su mayoría calcita (mármol). EXOSKARN DE MAGNETITA.

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Figura 24 Fotomicrografía (5X) de la muestra LM-11-SC-44 (11.0 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz: (A) Luz paralela, (B) Nicoles cruzados.

Lámina: LM-11-SC-44 (98.4 m).

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Muestra de núcleo de perforación considerada como exoskarn, presenta una textura granoblástica, es de color verdoso, con biotita, moscovita (u otros tipos de mica) y magnetita.

A) Luz Paralela. Agrupación masiva de minerales de color verdoso y pardo claro contiene algunos óxidos visibles con una textura granoblástica. La mayor parte de los cristales contenidos son pleocroicos; los minerales muestran un relieve fuerte y el contenido de micas es notable.
B) Nícoles Cruzados. Se observan finos cristales isotrópicos, granate, calcita y wollastonita. Cristales de augita con una forma subhedral; biotita (mica) y la mayoría de los cristales son carbonatos de grano fino. Más del 90% de clinopiroxeno-granate sostenida por una matrix de carbonatos. PORCIÓN RETROGRADA DEL SKARN.

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Figura 25 Fotomicrografía (10X) de la muestra LM-11-SC-44 (98,4 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz: (A) Luz paralela, (B) Nicoles cruzados

Lámina: LM-12-SC-54 (36.0 m).

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Muestra de núcleo de perforación. exoskarn de textura granoblástica, con contenido de magnetita y cristales de color verde-amarillento. Estéril en términos de contenido de cobre-oro.

A) Luz Paralela. Se observa una textura fibrosa y granoblástica, con algunos cristales anhedrales aislados de óxido; con microvetas que cortan a los fenocristales; presenta un pleocroísmo débil.
B) Nícoles Cruzados. Se observan cristales aislados de magnetita, rodeados por un numero de cristales que muestran birrefringencia de segundo orden, microvetas de antigorita que corta la mayoría de los cristales; están presentes augita - diópsido. Más del 90% es de composición ferromagnesiana, el resto son carbonatos. PORCIÓN RETROGRADA DEL EXOSKARN.

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Figura 26 Fotomicrografia (5X) de la muestra LM-12-SC-54 (36.0 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz: (A).Luz paralela, (B) Nicoles cruzados.

Lámina: 10-A Sup.

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Roca cristalina con magnetita, presenta una textura granoblástica; la composición ferromagnesiana es muy notable.

A) Luz Paralela. Se puede observar el protolito conservado que muestra una textura equigranular holocristalina; hay algo de micas que están siendo remplazadas por carbonatos: presentan cristales rómbicos; cristales fibrosos pleocroicos.

B) Nícoles Cruzados. Se presenta una mineralogía esencial de cuarzo-feldespato y oligoclasa composición; están presentes cristales maclados (plagioclasa); minerales secundarios clinopiroxenos y horblenda alterados de moscovita. Minerales accesorios esfena y epidota están presentes. Algunas texturas poikiliticas son visibles; fracturas rellenas de calcita, cuarzo y wollostonita.

ENDOSKARN DE GRANODIORITA.

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Figura 27 Fotomicrografia de la muestra 10-A Sup perteneciente a la localidad Santa Cruz: (A) Luz paralela, (B) Nicoles cruzados.

Lámina: 10-B Sup.

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Esta roca presenta una composición rica en epidota y granate verde; textura granoblástica, la parte externa claramente es rica en clorita.

A) Luz Paralela. Presentan una textura equigranular-granoblástica asociada a cristales que muestran una textura poikilítica. La mayoría de los agregados muestran formas anhedrales excepto las micas y anfíboles.
B) Nícoles Cruzados. Se observan cristales de augita con un perfecto clivaje y dos direcciones de crucero, diópsido con cristales de horblenda. Está presente el granate con birrefringencia baja. EXOSKARN DE CLINOPIROXENO.

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Figura 28 Fotomicrografia (10X) de la muestra 10-B Sup perteneciente a la localidad Santa Cruz. (A)Luz paralela,

(B) Nicoles cruzados.

Lámina: LM-14-SC-10 (51 m).

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Presenta una textura granoblástica, su color es gris y contiene algunos minerales verdosos.

A) Luz Paralela. Textura fibrosa granoblástica-inequigranular, en su mayoría compuesta por fenocristales subhedrales con fuerte y notable pleocroísmo; clorita alojada en pequeñas fracturas.
B) Nícoles Cruzados. Se observa mucovita en fracturas con cristales subhedrales de hornblenda en fracturas, con abundante clinopiroxeno (diópsida-augita -cpx-) y algunos cristales de ortopiroxeno, cristales de granate están presentes y cuarzo zonado como relleno de cavidades.

SKARN DERIVADO DE UN PROTOLITO MÁFICO.

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Figura 29 Fotomicrografia (10X) de la muestra LM-14-SC-10 (51 m) perteneciente a la localidad Santa Cruz(A) Luz paralela, (B) Nicoles cruzados.

Lámina B.

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Presenta una textura granoblástica, de color claro con minerales metálicos oxidados.

A) Luz Paralela. Textura inequigranular de granularidad media, con algunos minerales con pleocroísmo marcado y minerales opacos como accesorios; se distinguen algunos fenocristales de relieve fuerte
B) Nícoles Cruzados. Textura holocristalina-granoblástica con una composición intermedia caracterizada por la presencia de plagioclasa, feldespato y cuarzo. Los cristales varían de subhedrales a anhedrales, Además de estos componentes se observan abundantes cristales de clinopiroxenos, wollastonita y granate. SKARN.

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Figura 30 Fotomicrografia (10x) de la muestra B perteneciente a la localidad Minillas: (A) Luz paralela, B) Nícoles cruzados.

Se realizó una síntesis que se muestra en la tabla 6 y 7 con las muestras tomadas del intrusivo y sus características petrográficas.

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Tabla 7 Resumen de los datos petrográficos de las muestras de los intrusivos de Las Minas, Dónde: Oli= oligoclasa, And= andesina, Lab= labradorita, Cpx= clinopiroxeno, Hnb= hornblenda, Bt= biotita, Zir= zircón , Ep= epidota, Qtz= cuarzo, Anf= anfiboles, Feld= feldespatos, Mgt= magnetita, Ap= apatito, Wo= antigorita, Dio= dióxido, Hbl= horblenda, Plg= plagioclasa, Calc= calcita, Opx= ortopiroxeno Sf= esfena y Cl= clorita.

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Tabla 8 Resumen de los datos petrográficos de las muestras del skarn de Las Minas, Dónde: Oli= oligoclasa, And= andesina, Lab= labradorita, Cpx= clinopiroxeno, Hnb= hornblenda, Bt= biotita, Zir= zircón , Ep= epidota, Qtz= cuarzo, Anf= anfiboles, Feld= feldespatos, Mgt= magnetita, Ap= apatito, Wo= antigorita, Dio= dióxido, Hbl= horblenda, Plg= plagioclasa, Calc= calcita, Opx= ortopiroxeno Sf= esfena y Cl= clorita.

3.5 Mineragrafía

Se realizaron siete preparaciones (superficies pulidas) algunos con valores de oro; estas fueron preparadas por Geoconsulting Ingenieros, S.C. El objetivo de la descripción microscópica consiste en la identificación de minerales presentes, rasgos morfológicos, tamaños, su modo de ocurrencia, asociaciones entre ellos, reemplazamientos, texturas y porcentajes. La nomenclatura empleada y abreviaciones de los minerales presentes se desglosa a continuación: cuarzo (Qtz), calcopirita (Ccp), magnetita (Mag), bornita (Bn), oro (Au) y wollastonita (Wo). La tabla 8 muestra las siete rocas que fueron seleccionadas para la interpretación mineralógica.

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Tabla 9 Relación de muestreo mineragráfico.

Lámina: LM-11-SC-44 (11.0 m).

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Luz polarizada. Calcopirita (Ccp) sobre veta de cuarzo (Qtz) asociado con algunos carbonatos; presencia de magnetita (Mgt) (cristales inferior izquierdo), (10x). La presencia de calcopirita es notable tanto en la parte superior como inferior de esta fotografía

Figura 31 Fotomicrografía de la muestra LM-11-SC-44 (11.0 m), perteneciente a la localidad Santa Cruz.

Lámina: LM-11-SC-44 (98.4 m).

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Luz polarizada. Se pueden observar cristales de bornita (Bn), cristal con una covelita supergénica en la parte superior de color azul, (5x); presentan cristales de magnetita (Mag) en pequeña proporciones.

Figura 32 Fotomicrografía de la muestra LM-11-SC-44 (98.4 m), perteneciente a la localidad Santa Cruz.

Lámina LM-12-SC-54 (36.0 m).

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Luz polarizada. Cristales de magnetita (Mag), (10x); con una estructura típica de esqueleto.

Figura 33 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (36.0 m), perteneciente a la localidad Santa Cruz.

Lámina LM-12-SC-54 (83 m).

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Luz polarizada. En esta fotografía se muestra magnetita (Mag), (10x); algunos pequeños cristales de calcopirita (Ccp).

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Figura 34 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (83 m), perteneciente a la localidad Santa Cruz.

Lámina LM-12-SC-54 (100.3 m).

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Luz polarizada. Se muestran cristales de magnetita (Mag) (izquierda) mostrando la típica estructura de esqueleto, (5x); bornita (Bt) (parte inferior derecha), están aislados y rodean un fragmento de oro (Au).

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Figura 35 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (100.3 m), perteneciente a la localidad Santa Cruz.

Lámina LM-12-SC-54 (85.3 m).

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Luz polarizada. Se observan contenidos en la muestra grandes cristales de calcopirita (Ccp), (5x); en paragénesis con magnetita (Mag).

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Figura 36 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-54 (85.3 m), perteneciente a la localidad Santa Cruz.

Lámina LM-12-SC-45 (87.3 m).

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Luz polarizada. Calcopirita (Ccp) asociada con wollastonita (Wo), (5x); mostrando algunas inclusiones cubicas de pirita (py).

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Figura 37 Fotomicrografía de la muestra LM-12-SC-45 (87.3 m), perteneciente a la localidad Santa Cruz.

3.5.1 Tipos de mineralización

En la mayoría de los skarn hay un patrón general de zonación, que en base al modelo de Meinert (1982) se pretende explicar la distribución presente en el área de estudio (figura 38). En la parte proximal (endoskarn) se tienen los granates, piroxenos, cuarzo, cobre y oro; mientras que en las partes distales (exoskarn), wollastonita, clinopiroxenos, cuarzo, y la epidota como indicadores de la proximidad al ambiente rico en Ca y Fe y en el contacto entre skarn y mármol tenemos calcita y diopsida.

Para algunos sistemas de skarn, estos patrones de zonación pueden ser extendidos a una distancia de varios kilómetros y pueden proporcionar una guía para la exploración (Meinert, 1987). El termino de alteración retrograda se refiere a un estado de alteración en el cual los minerales de mayor temperatura, generalmente anhidros son reemplazados por minerales de baja temperatura generalmente hidratados. La mineralogía retrograda de un skarn en la forma de epidota, anfiboles, clorita y otras fases hidratadas enmascaran la secuencia de zonación prograda.

En el área de Las Minas (figura 38) los intrusivos asociados proveen una fuerte evidencia que los magmas graníticos que son la fuente directa de los metales, tal como está implícito en la antigua teoría magmático hidrotermal de formación de menas. Los depósitos metálicos pueden ser generados por procesos magmáticos normales y no se necesita un magma inicialmente enriquecido en metales, aun en el caso, la mayoría de los depósitos metálicos relacionados a granitoides se localizan dentro de arcos magmáticos o en posición de transarco, aunque también se presentan en sectores de colisión e intraplaca.

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Figura 38 Zonación de las asociaciones minerales de un típico skarn (Ely, Nevada y las Minas): And. Andradita; Ac. Actinolita; Bio. Biotita; Ca. Calcita; Di. Diopsida; K-Fs. Feldespato potásico secundario; Non. Nontronita; Q. Cuarzo; Sap. Saponita; Sid. Siderita; Tc. Talco; Tr. Tremolita; Wo. Wolastonita, (Evans, 1993).

El muestreo que realizo la empresa exploratoria en superficie y que dio la pauta para la barrenación se muestra en las tablas 10, 11, 12 y 13; esto dio el inicio a la campaña que se realiza en la zona desde el año 2011 con interrupciones temporales debido a la baja de los precios internacionales de los metales (Castro Mora, 2011; comunicación verbal). La barrenación al dia de hoy lleva un total acomulado de 16,000 metros lo que ha permitido evaluar tan solo en la zona de Santa Cruz, un total de 300,000 onzas (Oz) de oro (Au) equivalente para una zona que representa el 10 % de la superficie concesionada. En la localidad de Nopaltepec (tabla 9) presenta un valor de oro de 2.13 g/t, de plata 12.92 g/t y de cobre 2.30%. Santa Cruz (tabla 9), presenta leyes de 1.36 g/t de oro, 6.36 g/t de plata y 0.60 % de cobre; y por último, El Dorado y JuanBra (tabla 10), presentan una ley media 1.5126 g/T de oro, 5.5609 g/t de plata y 0.99 % de cobre.

El porcentaje de cobre que encierra una determinada muestra, cuando se habla de una ley de 1% significa que en cada 100 kilogramos de roca mineralizada hay 1 kilogramo de cobre puro. Los valores presentes en la tabla 9 y 10 se definen como la ley del mineral. En el caso de los metales como el plomo (Pb), zinc (Zn) y cobre (Cu) tambien llamados metales base, las leyes se dan en porcentaje (%); en el caso de los metales preciosos como el oro (Au), o la plata (Ag) las leyes se dan en gramos por tonelada (g/t); en dichas tablas podemos apreciar leyes de oro arriba de un 1 gramo por tonelada (g/t), esto significa que se debe moler una tonelada de mineral para recuperar un gramo de este metal, el cual se puede vender en estos dias en el mercado ya que dichos datos evidencian un gran potencial para la zona de Las Minas si se continua con las actividades exploratorias, ya que hay minas que se evaluan y explotan en la actualidad con leyes desde un gramo por tonelada.

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Tabla 11 Resultados de la barrenación de la zona Santa Cruz.

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Tabla 12 Resultados de la barrenación de la zona El Dorado y Juanbrán.

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Tabla 13 Ley promedio del muestreo de barrenación.

CAPÍTULO 4. GEOQUÍMICA.

4.1 Geoquímica de rocas.

4.1.1 Introducción al estudio de la geoquímica en las rocas ígneas.

Conocer las características químicas de las rocas permite entender el origen y evolución de las mismas, los procesos magmáticos a los que estuvieron sometidas, los grados de fusión parcial ocurridos y los cambios presentes durante el ascenso del magma. Existen varios métodos para el análisis químico de las rocas, tales como florescencia de Rayos X, análisis de activación de neutrones (IINA), plasma inductivamente acoplado (ICP), espectrometría de absorción atómica (ASS), espectrometría de masas, análisis de microsonda iónica y electrónica. En el presente estudio se utilizó la técnica de fluorescencia de Rayos X. Esta técnica es la más usada en la determinación de elementos mayores y elementos traza, (Jaimes, 2006). Para realizar la clasificación química y la discriminación de ambientes de las rocas estudiadas, se utilizan los valores químicos anhídros y con ellos se realizan los siguientes diagramas:

- TAS (total álcalis vs. sílice) Le Bas et. al., 1986.

Este diagrama es uno de los más utilizados en cuanto a la clasificación química de las rocas volcánicas. La información que se requiere es la suma del contenido de óxido de sodio [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] ) y el óxido de potasio ሺ [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] (álcalis total) y la cantidad de óxido de silicio ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]ሻ, estos datos se manejan en porcentaje en peso (%p) y se grafica en dicho diagrama. El diagrama TAS divide a las rocas en ultrabásicas, básicas, intermedias y ácidas en base al contenido de sílice. El estudio y análisis de los datos geoquímicos se dividen en elementos mayores y traza. Los elementos mayores se presentan en porcentaje de peso de sus óxidos. Dichos elementos son: silicio (Si), titanio (Ti), aluminio (Al), manganeso (Mn), calcio (Ca), sodio (Na), potasio (K) y fósforo (P). La concentración de estos elementos está controlada por los minerales formadores de rocas como el cuarzo ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]), plagioclasas (CaO, [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] Y [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten][Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]) y feldespato potásico ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] y [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten][Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]) en una muestra por otra parte los minerales ferromagnesianos controlan el porcentaje de óxido de hierro (FeO) y óxido de manganeso (MgO) presente en la roca en cuestión. En el presente trabajo, los datos de elementos mayores obtenidos mediante FRX (tabla 13), fueron procesados con ayuda del software WinRock para la elaboración de los diagramas presentes.

4.1.2 Métodos analíticos

Se seleccionaron 12 muestras de roca total, sin meteorización significativa, algunas de ellas fueron analizadas petrográficamente. Estas muestras son representativas de los granitos, granodioritas y dioritas. Los análisis geoquímicos (elementos mayores y trazas) fueron llevados a cabo por el Doctor Eduardo González Partida quien financio el análisis en el Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X, Centro de Geociencias Juriquilla Querétaro, (UNAM). Se obtuvo información de 58 elementos: 11 para elementos mayores y el restante para elementos traza.

TABLA 17 CONCENTRACION DE % EN PESO DE ELEMENTOS MAYORES

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Tabla 14 Concentración de % en peso de elementos mayores.

Para la clasificación de la serie magmática de las muestras analizadas, fue utilizado el diagrama TAS (total Alkalis vs. Silice, por sus siglas en inglés: Le Bas et. al., (1986), para rocas plutónicas en base a su contenido de sílice ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]) vs álcalis ( [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]O más [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] ) propuesto por Cox, et. al., (1979) y modificado por Wilson (1989). De acuerdo con la clasificación, las muestras analizadas caen dentro de la serie toleítico subalcalino con contenidos bajos de álcalis (figura 39); esto sugiere que el magma original de composición básica fue calcialcalino.

En este diagrama, la composición de las rocas del área de estudio varía según el contenido de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] en las rocas; la muestra 538 corresponde a rocas básicas ( 48% a 52% de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]), siete son intermedias (52% a 63% [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]) y cuatro de composición acida ( 63% a 70% [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]), tenemos desde gabros (538), diorita (1TJBQ) hasta granodioritas (529 y 532); cuatro rocas clasificadas como monzodiorita (531, 533, 33 y 32), una monzonita (LBC8) y dos rocas clasificadas como sienita (534 y 31).

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Figura 39 Diagrama TAS para rocas plutónicas (Le Maitre 2002) con las divisiones de series alcalinas y subalcalinas propuestas por Irvine y Baragar (1971)

La separación integral y segregación de cristales prematuros (olivino rico en Mg, piroxenas ricas en Mg y plagioclasas ricas en An) en este caso, da origen al gabro, mientras que el líquido residual (olivino y sílice rico en fierro, piroxenas y sílice rico en fierro y cal y plagioclasa y sílice rica en sosa) da origen a un tipo granítico o granodioritico (figura 39) rico en sílice. Por lo tanto hay la posibilidad de una gran variación en las rocas formadas a partir del mismo magma inicial, siempre que los cristales prematuros sean separados por algún medio de líquido residual, este es el fenómeno de diferenciación. De tal modo, las condiciones (tales como enfriamiento lento y la falta de perturbación) que favorecen el ajuste continuo del equilibrio y la reabsorción de los cristales prematuramente formados, producen rocas uniformes y promedio de una variación pequeña de composición, (Tyrrell, 1984).

4.2 Elementos mayores

Se considera elementos mayores a aquellos cuyas concentraciones rebasan el 1% en cualquier tipo de roca. Generalmente, estos son silicio (Si), titanio (Ti), aluminio (Al), manganeso (Mn), magnesio (Mg), calcio (Ca), sodio (Na), potasio (K) y fósforo (P); sus concentraciones se expresan en porcentaje peso (%p) del óxido. El análisis de los elementos mayores se realiza solo para cationes y se asume que los elementos vienen acompañados por una apropiada cantidad de oxígeno. Así, la suma de los óxidos de los elementos mayores da un total de 100%. Utilizando los diagramas de variación de elementos mayores (Harker, 1909), es posible observar variaciones en una serie de rocas analizadas con el objetivo de extender procesos tales como: la cristalización fraccionada, diferenciación magmática y abundancia de elementos debido a la presencia de fases minerales, (Jaimes, 2006). Los contenidos de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] para las rocas plutónicas del área Las Minas varían entre 48.29% hasta 67.43% con valores de MnO (0.02% A 0.15 %), empobrecimiento de F[Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten][Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]ǡ ୥ [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] a medida que aumenta el [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] y enriquecimiento en[Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] , [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] ǡ [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] con el aumento de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten], como se puede observar en los diagramas de Harker (figura 40); presenta fraccionamiento entre las facies básicas y intermedias del plutón a medida que se diferenció el magma.

Los contenidos de ୥ para el gabro y la gabrodiorita (figura 40) es del orden de 4.24% a 5.29%, las monzodioritas (533,531, 33 y32) tienen valores de ୥ 4.12% a 6.47%, mientras que la monzonita (LBC8) presenta un valor de 2.04% ୥ ; esto es un indicador de que algunas rocas son primitivas y evolucionadas, y podría interpretarse como un plutón desarrollado en sus estados iniciales a partir de un magma básico. Las mezclas de composición apropiada producen olivino como el mineral más prematuro, pero con la caída de la temperatura el olivino reacciona con el líquido para formar una piroxena; los dos minerales asi relacionados se llaman par de reacción, una relación de reacción del mismo carácter puede existir entre tres o más minerales que, cuando se disponen en el orden de sucesión apropiado, constituyen una serie discontinua de reacción. Los minerales que están conectados por esta relación frecuentemente exhiben una fusión incongruente, es decir no tienen punto de fusión definido, pero al calentarse se descomponen en algunos otros minerales más líquidos, y la clinoenstatita asimismo se descompone en olivino y líquido, esto provoca el enriquecimiento del líquido en sílice, y el producto cristalizado final puede ser una mezcla de olivino, piroxenas y cuarzo, (Tyrrell, 1984).

Los diagramas de Harker en general muestran una evolución normal del magma, en la figura 40 se observa dispersión de valores a medida que aumenta el contenido de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]; el gabro (538) menos evolucionado se aparta de la tendencia general de diferenciación como ocurre en los diagramas de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten][Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten], en el caso de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten][Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten], tiende a enriquecerse primero antes de sufrir un empobrecimiento. En el caso de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] , no se observa una tendencia obvia durante la evolución de estas rocas.

El [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] se presenta en un rango de variación de 1.52 a 0.36%p, respecto al intervalo de variación de sílice entre el 46- 67%p, en la figura 40, se observa que todas las rocas analizadas se alinean, por tanto se puede inferir una correlación evolutiva entre ellas.

El CaO muestra una dispersión en su concentración (2% al 9.6%) en el intervalo de sílice de (51.2% a 67%), se pueden apreciar claramente dos tendencias. La primera es una tendencia negativa con una disminución del contenido de óxido de calcio (CaO) del 9.75 a 6.2 %, en el intervalo de sílice de 48.1% a 58.2%, la segunda tendencia es ligeramente positiva donde el óxido de calcio (CaO) aumenta de 2.2% a 5.7 %, en el intervalo de sílice entre 63.2% a 67.2%. Esto puede deberse a una contaminación del magma debida a la presencia del cuerpo skarn, (Tyrrell, 1984).

Las monzodioritas y monzonitas presentan generalmente las mismas tendencias como se puede apreciar en la figura 40, aunque es notable que los valores de óxidos mayores que presentan en ocasiones más enriquecidos o en otras más empobrecidos. Las granodioritas y sienitas aparecen al final de la evolución magmática en todos los diagramas, lo cual indica una sobresaturación en sílice.

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Figura 40 Diagramas de Harker (1909). Óxidos mayores en función del porcentaje de ܁[Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten]

En el diagrama AFM (figura 41) todas las muestras se proyectan en el campo calcialcalino. Para el diagrama de Peccerillo y Taylor (1976), cuatro muestras caen en la serie calcialcalina (figura 42), siete muestras caen en el campo de las series calcialcalina rica en potasio (K), mientras que un muestra (diorita) cae en la serie toleítica de arco, baja en potasio.

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Figura 41 Diagrama AFM propuesto por Irving y Baragar (1971) mostrando la subdivicion entre el magmatismo toleitico y calcialcalino.

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Figura 12 Diagrama de clasificación de rocas plutónicas adaptadas de Perecillo y Taylor (1976).

4.3 Elementos traza

En términos de variaciones de elementos mayores, todas las muestras analizadas conforman una única tendencia sin mayores contrastes entre afloramientos de la unidad, según Rollinson (1993), la mayoría de las tendencias en los diagramas de variación en rocas ígneas son el resultado de procesos de mezcla (de dos magmas), adición o substracción de fases solidas durante contaminación o cristalización fraccionada o por mezcla debido a la adición de fundidos parciales.

El comportamiento de los elementos traza en las rocas es una función compleja de la relación entre los materiales y los procesos involucrados en su formulación. En general, se considera que los factores que determinan la composición de una roca son: composición de la fuente, fusión parcial, contaminación (mezcla o asimilación), procesos de cristalización fraccionada, condiciones fosforo-tritio y fugacidad de los volátiles. De acuerdo con el comportamiento geoquímico de los mismos, estos pueden agruparse en volátiles, semivolátiles, elementos mayores, metales de transición de la primera serie, elementos de alto potencial iónico, metales nobles, elementos alcalinos y alcalinotérreos, tierras raras y elementos de la serie de decaimento uranio-torio.

Sin embargo, los grupos de interés petrogenético que usualmente se analizan son los elementos de altos potenciales iónicos, alcalinos y alcalinotérreos, algunos miembros de los metales de transición y las tierras raras. Dichas interpretaciones petrogenéticas se llevan a cabo mediante diagramas de multielementos en los cuales se grafica la concentración de estos elementos normalizados con algún estándar (comúnmente al manto primitivo), en tanto que la disposición de los elementos en la tabla periódica está en función del radio iónico y compatibilidad, de tal modo que los elementos ubicados hacia la izquierda serán los de mayor radio iónico y los más incompatibles (figura 43), mientras que los ubicados hacia la derecha tendrán un comportamiento opuesto, (Jaimes, 2006).

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Fuente: https://heroismoagonizante101.files.wordpress.com/

Figura 43 Tabla periódica de elementos

4.3.1 Clasificación de los elementos traza.

Los elementos traza pueden dividirse de acuerdo a la proporción existente entre la carga y el radio, de esta relación se tiene prácticamente dos grupos de elementos

Elementos de bajo potencial iónico (LILE large-ion lithophile elements).

Son elementos de carga pequeña y radio grande como los elementos alcalinos y alcalinos térreos. Ejemplo de estos elementos son potasio (k), Rubidio (Rb), cesio (cs), bario (Ba), los cuales son altamente incompatibles y el berilio (Be) y litio (Li), que son moderadamente incompatibles, (White, 2005; Rollinson, 1993).

Elementos de alto potencial iónico (HFSE: high field strenght elements).

Elementos de carga grande y radio pequeño, típicamente zirconio (Zr), hafnio (Hf), niobio (Nb) y tantalio (Ta) donde los elementos son moderadamente incompatibles. En ocasiones el torio (Th) y el uranio (U) se incluyen en este grupo debido a las características de su carga y radio, los cuales son altos. Los elementos HFSE son casi insolubles en fases fluidas (elementos compatibles), y por lo último son relativamente inmóviles durante la alteración. Una característica típica de los magmas relacionados a la subducción es la concentración anómalamente baja de Ta y Nb (White, 2005; Rollinson, 1993). En este grupo es común encontrar también a los elementos de las tierras raras, (Rollinson, 1993).

El comportamiento de los elementos traza está condicionado por el coeficiente de distribución (D), el cual puede ser determinado por la fracción en peso de un elemento traza en un mineral dividido por la fracción en peso de ese mismo elemento en un líquido coexistente. La distribución de un elemento traza “i” entre dos fases, por ejemplo entre un sólido cristalino (mineral) y un líquido magmático, está definido por la ecuación:

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Si al realizar la siguiente ecuación D>1, entonces se dice que el elemento es compatible, estos elementos entran preferentemente en la fase cristalina del sistema durante la fusión parcial o la cristalización fraccionada. Los elementos típicamente compatibles son los metales de transición tales como el cromo (Cr), cobalto (Co) y las tierras raras pesadas. El comportamiento esperado en estos elementos es una disminución en las concentraciones al avanzar la diferenciación (White, 2005 y Rollinson, 1993).

Por otro lado si D<1, entonces se concentran en la parte liquida el sistema, durante la fusión parcial o la cristalización fraccionada, ya que solo son débilmente incorporados por los minerales principales presentes en magmas, los elementos típicamente incompatibles son los LILE (K, Rb, Cs, Sr, Be y Li en menos proporción), los HFSE (Zr, Hf, Nb y Ta) y las RRE ligeras junto con el torio (Th) y uranio (U). El comportamiento esperado aquí es un aumento en la concentración al avanzar la diferenciación, (Rollinson, 1993; White, 2005).

El resultado de los elementos traza se realizan mediante los diagramas binarios o bien mediante los diagramas multielementos (araña). Para visualizar los patrones de las abundancias de un gran número de elementos traza en diferentes rocas, y eliminar los efectos de las abundancias variables de los elementos, se usan los diagramas normalizados en los cuales la abundancia de cada elemento en las rocas es normalizada contra una composición determinada. Frecuentemente se emplea la normalización contra los valores para el manto primordial o para los basaltos de dorsales oceánicas (MORB), pero se puede emplear cualquier otra composición dependiendo del comportamiento que se desee observar (Rollinson, 1993). El contenido de elementos traza en las rocas analizadas en esta investigación se presentan en las tablas 14 (A, B y C); con dicha información se elaboraron los diagramas binarios.

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Tabla 15A Concentración de elementos traza.

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Tabla 15B Concentración de elementos traza.

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Tabla 15C Concentración de elementos traza.

Elemento LILE.

En la figura 44 se muestran los diagramas de rubidio (Rb), estroncio (Sr), cesio (Cs) y bario (Ba). En estos no es posible distinguir una tendencia clara en el comportamiento de dichos elementos en relación al aumento de la sílice. En el caso del rubidio (Rb) se observa un incremento desde 0.9 hasta 82 ppm en un intervalo de sílice de 45 a 67% de sílice. Para el bario (Ba), con un intervalo de sílice igual al rubidio (Rb), se tienen valores de 0.90 hasta 1.80 ppm. El estroncio (Sr) presenta un intervalo de 50 hasta 70% de sílice y se observa un incremento desde 430 hasta 650 ppm. Para el cesio (Cs), con un intervalo de sílice igual al de estroncio (Sr), se tienen valores de 0.01 hasta 31 ppm.

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Figura 44 Diagrama binario para elementos LILE.

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Elementos HSFE.

Los elementos analizados fueron torio (Th), niobio (Nb), zirconio (Zr), hafnio (Hf), tantalio (Ta) y uranio (U) y su relación con el contenido de Si [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten], se observa en la figura 50. El zirconio (Zr) varia de 0.01 hasta 54 ppm en un intervalo de sílice de 50 hasta 70 % de sílice, en relación al aumento en el grado de la evolución del magma, la muestra 538 muestra un intervalo bien diferenciado a las demás muestras (figura 45). Para el hafnio (Hf), con un intervalo de sílice igual al de zirconio (Zr), se tienen valores de 0.01 hasta 2.0 ppm, excepto la muestra 538 que presenta un valor 4.09 ppm. El Nb presenta intervalos desde 40 hasta 70 % Si [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten], se tienen valores de 4 hasta 15 ppm. El tantalio (Ta), con un intervalo de sílice igual al de niobio (Nb), presenta valores de 0.20 hasta 0.90 ppm. El torio (Th) varía desde 1 hasta 7.5 ppm y el U desde 0.28 hasta 2.52 ppm, tanto el torio (Th) como el uranio (U) presentan el mismo intervalo de sílice igual que al de niobio (Nb) y tantalio (Ta).

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Figura 45 Diagrama binario para elementos HSFE

Elementos ferromagnesianos.

Dentro de los elementos ferromagesianos se incluyen el vanadio (V), cromo (Cr) y cobalto (Co). Para el vanadio (V) y cobalto (Co) (figura 46), se observa una tendencia clara de deisminucion en relacion al aumento de silice. Los valores presentes en vanadio (V) aquí son de 27 hasta 260 ppm mientras que para cobalto (Co) van desde 5.2 hasta 27 ppm. Por otro lado el cromo (Cr) tiene un intervalo desde 0.01 hasta 120 ppm dentro del intervalo de silice que varia de 45 hasta 70 % de silice.

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Figura 46 Diagrama binario para los elementos ferromagnesianos.

Para la interpretación de datos correspondientes a estos elementos en la muestra se construyeron los diagramas normalizados; con respecto a la composición de manto y de una condrita, propuesto por Sun y McDounough (1989) y Nakamura (1993).

En la figura 47, se representan las variaciones de elementos traza en las muestras analizadas, es posible observar comportamientos distintos: si bien se observan anomalías negativas de fósforo (P) y titanio (Ti) que pueden ser interpretadas como la ocurrencia de fraccionamiento de minerales como el apatito y titanita. Elementos como bario (Ba), potasio (K) y uranio (U) presentan anomalías positivas, lo que presenta también la evolución de los magmas en la corteza debido a su grado de incompatibilidad. Las anomalías positivas se

representan principalmente en elementos como el plomo (Pb), uranio (U) y estroncio (Sr); que son altamente incompatibles y permitiendo deducir que el magma que dio origen a esta rocas fue formado en la corteza y que ha sido diferenciado.

La anomalía de niobio (Nb) es moderadamente negativa, lo que implica probablemente la formación de un ambiente similar al resto. También podemos observar anomalías positiva en plomo el cual es un elemento altamente incompatible, por lo que el origen de los componentes de estas rocas son corticales, por otra parte en los elementos niobio (Nb) y estroncio (Sr) muestran también elementos negativos que son incompatibles (figura 47) y puede ser asociados a rocas corticales evolucionadas.

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Figura 47 Diagrama spider normalizados con respecto al manto primitivo (Sun & McDounough, 1989).

El primer patrón de comportamiento que presenta la diorita correspondiente a la muestra 1TJBQ el cual presenta una anomalía negativa en niobio (Nb), que puede ser diagnóstico de magmatismo en zonas de subducción. Elementos como el fosforo (P) y titanio (Ti) poseen anomalías negativa, esto quiere decir que hubo la ocurrencia de fraccionamiento de minerales como el apatito.

El comportamiento que presentan las granodioritas correspondientes a las muestras LBC8 533 y 529 (figura 48) presenta similares anomalía a la de las muestras anteriores. Las anomalías positivas que representan principalmente en elementos como el plomo, uranio y estroncio (Sr), que son altamente incompatibles y permitiendo deducir que el magma que dio origen a esta rocas fue formado en la corteza y que ha sido diferenciado.

El comportamiento que presentan las monzodioritas correspondiente a las muestras, 531, 33, 533 Y 32 es similar a las demás rocas (figuras 48). Aquí el elemento titanio (Ti) posee también una anomalía negativa debido que este elemento queda retenido en minerales como el rutilo. Otro elemento con anomalía negativa es el estroncio (Sr), el cual pudo haber sido sustituido por calcio (Ca) en las plagioclasas.

El comportamiento que presenta las sienitas (534 y 31) presenta una anomalía negativa en niobio (Nb), (figura 48); que puede ser diagnóstico de magmatismo en zonas de subducción. El comportamiento que presenta el gabro (538) y la gabrodiorita (A) en los elementos fósforo (P) y titanio (Ti) anomalías negativa, esto quiere decir que hubo la ocurrencia de fraccionamiento de minerales como el apatito. La anomalía de niobio (Nb) en esta roca es moderadamente negativa (figura 48), lo que implica probablemente la formación de esta roca en un ambiente similar al resto de las rocas ya que todas tienen un mismo comportamiento.

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Figura 48 Diagrama spider normalizados con respecto al manto primitivo (Sun & McDounough, 1989).

4.4 Ambiente tectónico de formación.

Para la determinación del ambiente tectónico de formación de las rocas intrusivas colectadas, fue utilizado el diagrama de ambiente tectónico (Pearce, et. al., 1984). En el diagrama de discriminación Rb vs. YB+Nb (figura 49); estos granitos proceden de un ambiente tectónico de arco volcánico. Se observa una afinidad con magmatismo de arco volcánico para las rocas ácidas que conforman el plutón del skarn estos rasgos son indicativos de granitos tipo I y no de granitoides generados en dorsales oceánicas, (Chappel y White, 1974; Pearce, et. al., 1984 y Best, 2001).

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Figura 49 Diagrama de discriminación de ambiente tectónico (Pearce, et. al., 1984).

CAPÍTULO 5. DISCUSIÓN.

Siendo una zona poco explorada y conocida en términos de marco geológico y yacimientos minerales, la zona de Las Minas puede representar un área clave para el mejor entendimiento y conocimiento de la evolución geológica de esta porción oriental de México. El primer aspecto se centra en el concepto de “Provincia Alcalina de México” y en ese sentido la zona oriental de México ha sido considerada como tal; sin embargo, los estudios de geoquímica practicados a las muestras colectadas en la zona de Las Minas, reportaron un carácter calcialcalino propio de una margen de tipo convergente; asimismo, el marco tectónico obtenido para las rocas graníticas que afloran en la región, muestran claramente un carácter de “granito de arco volcánico” propio igualmente de márgenes convergentes. Es bien conocida la relación que existe entre el magmatismo y el ambiente tectónico asociado, relación que llega a ser diagnóstica y “suficiente”; por tal motivo, una secuencia de rocas de afinidad “alcalina” está caracterizada, entre otras cosas, por la existencia de rocas subsaturadas en sílice cuya procedencia, en ocasiones es directa del manto, a través de plumas generadoras de rocas de tipo carbonatico o bien sienitas de nefelina formadas por este mecanismo o bien en ambientes de “transform faults” o fallas transcurrentes.

Por consiguiente, la zona en donde se localiza el área de estudio no corresponde con un ambiente tectónico como el descrito, ya que todas las muestras colectadas determinaron un ambiente cuyo magmatismo se generó en un entorno tectónico de márgenes convergentes, el cual desarrollo un magmatismo calcialcalino dentro de un ambiente de zona de subducción, como se describe a continuacion. El borde frontal de una placa con corteza continental convergió con una capa litosfera oceánica, el bloque continental siguió “flotando”, mientras que la placa oceánica, más densa, se hundió en el manto. Cuando una placa oceánica descendiente alcanza una profundidad de unos 100 kilómetros, se desencadena la fusión dentro de la cuña de la astenósfera caliente suprayacente. Aquí los componentes volátiles (principalmente el agua) actúan igual que la sal en la fusión del hielo. Es decir la roca húmeda, en un ambiente de alta presión, se funde a temperaturas sustancialmente inferiores (figura 50) que la roca seca de la misma composición. Los sedimentos y la corteza oceánica contienen una gran cantidad de agua que es transportada a grandes profundidades por una placa en subducción. A medida que la placa se hundió, el agua fue expulsada de los espacios porosos conforme aumentaba la presión de confinamiento. A profundidades incluso mayores, el calor y la presión extraían el agua procedente de los minerales hidratados como los anfíboles. A una profundidad aproximada de 100 kilómetros y a varios kilómetros del borde superior de la capa oceánica en subducción, el manto fue lo suficientemente caliente para que la introducción de agua condujera la fusión. Este proceso denominado fusión parcial, genera tan solo un 10 por ciento de material fundido, que se entremezcla con la roca del manto no fundida. Como es menos densa que el manto que la rodea, esta mezcla móvil y caliente (magmas) ascienden de una manera gradual hacia la superficie como una estructura en forma de gota. En este marco, los volcanes crecen desde el fondo oceánico antes que sobre una plataforma continental. Cuando la subducción se mantiene, acabará por construir cadenas de estructuras volcánicas que emergen como islas. Las islas volcánicas suelen estar separadas aproximadamente 80 kilómetros y están formadas sobre dorsales sumergidas de unos cuantos centenares de kilómetros de anchura. Esta tierra recién formada que consiste en una cadena en forma de arco de pequeñas islas volcánicas se denomina arco de isla volcánico o simplemente arco de islas.

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Figura 50 Modelo esquemático de una zona de subducción en una margen de tipo andino. (Valencia, et. al., 2006).

Por otra parte, la metalogenia asociada a la mineralización de Las Minas tiene mayor afinidad con un sistema hidrotermal profundo completo cuyos estadíos tempranos de emplazamiento comienzan justamente con la formación del skarn derivado de las intrusiones post-Laramídicas sobre las secuencias calcáreas cretácicas. La figura 51 muestra las etapas evolutivas de depósitos skarn asociados a plutones; se presentan dos escenarios A y B, los cuales se describen a continuación: A) se tiene el protolito que en este caso es la caliza; estás han sido fuertemente afectadas por el intrusivo; lo que ha generado una aureola de metamorfismo lo cual dio paso a la formación del skarn, la parte proximal posee un alto contenido de granate (zona de mayor temperatura), la parte más distal es más ricas en piroxenos, anfíboles y biotita, (zona de baja temperatura); mientras que en la zona frontal, tenemos la calcita y dolomita que se recristalizan y se convierten en mármoles. Dicha etapa evolutiva es la que se presenta en el área de estudio. B) la roca encajonante son areniscas, estas han sido afectadas por el intrusivo, en la parte más proximal; cuarzo, piroxenos, anfíboles y calcita; mientras que en la parte distal; cuarzos y piroxenos, este tipo de escenario no es económico.

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Figura 51 Zonificación esquemática de la alteración en función con la composición del protolito y la distancia del intrusivo, modificado por Hickey (1990).

La petrografía de los intrusivos estudiados se conforman de rocas de composición desde gabroica hasta granitica; el gabro tiene biotita como mineral accesorio principal y escasos cristales de olivino y esfena; ambos tipos de rocas presentan plagioclasas abundantes con alteración hidrotermal de sericita, muscovita, epidota, clorita y calcita. Los minerales de alteración de las rocas de Las Minas muestran la etapa media a tardía o la zona de alteración más distal y muestra una acidez media lo que refleja poca abundancia de [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] en los fluidos residuales magmáticos, típico en los yacimientos IOCG. Estos depósitos reúnen ciertas características aunque la zona de estudio presenta una mineralización típica, es recomendable hacer más estudios detallados para determinar la edad y ciertas características que aún se desconocen para la clasificación de dicho depósito. La tabla 16 muestra un comparativo entre las características generales de los yacimientos IOCG en el mundo y los resultados obtenidos en este trabajo.

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Tabla 16 Características de los IOCG en el mundo vs. el área de Las Minas.

No tratado en el presente estudio, pero no por ello dejado de lado, es la existencia de sistemas epitermales característicos de ambientes de arco en la zona norte y oriente de Las Minas, en las localidades de Piedra Parada y La Miqueta (Geoconsulting Ingenieros, SC, 2013 informes internos), donde existen depósitos típicamente epitermales que fueron evaluados por el entonces Consejo de Recursos Minerales en los años ochentas.

La discusión al respecto, entonces, queda para determinar con mayor precisión los límites actuales geográficos de lo que es considerada como “Provincia Alcalina” y determinar si el definido “Macizo Ígneo de Palma Sola” (Ortega-Gutiérrez, et. al., 1992) o parte del mismo queda circunscrito a la denominada “Provincia Alcalina”, ya que claramente la zona de Las Minas no lo está.

5.1 CONCLUSIONES

Con el desarrollo del presente trabajo se ha puesto de manifiesto la existencia de un sistema mineralizado, potencialmente económico, en la zona de Las Minas, estado de Veracruz; la aseveración, por supuesto, no deja de lado el conocimiento que se tiene de la importancia minera de la región, desde la época precolombina; esto quiere decir que, a pesar de conocerse la región desde épocas remotas, la intensa exploración geológico-minera actual que se ha venido desarrollando desde el año 2011 ha permitido establecer, con el apoyo de prospección geofísica y barrenación a diamante, la presencia de una asociación metálica que hasta hace algunos años no había sido caracterizada. La mineralización tipo IOCG, asociada al skarn de magnetita de Las Minas, permite establecer y justificar la exploración con métodos directos en la zona de estudio y con ello evaluar su potencial económico real.

El trabajo de campo y gabinete, soporte del presente estudio, permitió establecer, a grandes rasgos, las siguiente lista de conclusiones, que no necesariamente son todas las que podrían generarse, pero que, en definitiva pueden dar paso al desarrollo de estudios más detallados, por el lado de la exploración, a la propuesta de prospecciones encaminadas a la búsqueda y detección de mayores recursos y reservas de mineralización del tipo IOCG.

- Las características petrográficas y químicas observadas en las rocas estudiadas, muestran rasgos claros de magmas primarios (formados directamente por fusión de las rocas de la corteza).
- La zona de Las Minas, fue formada por la asociasion de un magma básico de composición gabroica que posee menos del 50% de sílice; este magma en su ascenso experimentó una evolución y formó magmas intermedios de composición desde monzodioritica hasta dioritiva con cantidades en sílice entre 50% y 60 %; este magma se enriqueció de sodio y potasio y comenzo a enfriarse progresivamente; produciendo la cristalización del mineral y formó magmas ácidos de composición granodioritica y granítica que poseen más del 60% de sílice.
- Los intrusivos fueron emplazados en la secuencia carbonatada del cretácico inferior; creando un ambiente favorable para la formación del skarn, de alta temperatura, mismo que aflora principalmente en los causes de los ríos Trinidad y Las Minas y sobre el cual se desarrolló la principal actividad extractiva de la región.
- La mineralogía observada en el análisis petrográfico indica que las rocas tienen plagioclasa + piroxenas + anfíbol (hornblenda) + oxido de Fe- Ti; la presencia de hornblenda en el sistema indica que los magmas estaban hidratados.
- La existencia de mineralización de magnetita-bornita-calcopirita con valores de Au, asociada al skarn petrológicamente definido con desarrollo o presencia de mineralización metálica asociada de cobre-hierro-oro (Cu-Fe- Au) del tipo IOCG.
- La geoquímica practicada a las muestras de rocas intrusivas resultó concluyente para un ambiente de arco volcánico de margen convergente, que concuerda con uno de los ambientes tectónicos de formación de los sistemas IOCG, pertenecientes al campo de la serie subalcalina de tipo calcialcalino con contenidos de potasio de medio a alto.
- Los diagramas de variación de Harker corroboran la presencia de minerales máficos, debido a la cristalización fraccionada que presenta el ; este presenta dos comportamientos uno positivo y otro negativo, esto sugiere que se contaminó el magma por la presencia del skarn; sin embargo, este óxido permitió la cristalización de algunos fenocristales de plagioclasas. En el caso del [Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten] se observa un aumento, el cual se ve reflejado en el alto contenido de feldespato potásico en las muestras.
- Los diagramas de elementos traza reflejan anomalías positivas en bario (Ba), potasio (K) y uranio (U), el cual sugiriendo una evolución del magma en la corteza, y además muestran una anomalía en nobio (Nb) sugiriendo fusión y mezcla de la corteza continental.
- El área de Las Minas ha venido demostrando un potencial económico interesante desde su explotación intermitente durante partes del siglo XX y, más recientemente, mediante barrenación, con lo que se ha medido un volumen de 300 mil onzas troy de oro equivalente.
- Finalmente, basándonos en el estudio realizado y comparándolo con las características propias de los depósitos IOCG, se concluye que Las Minas corresponde al tipo IOCG.

5.2 RECOMENDACIONES.

Como se vio, el área de estudio presenta rasgos muy importantes e interesantes, por lo que se recomienda realizar dataciones para conocer la edad de los intrusivos.

Efectuar más estudios geológicos en áreas aledañas o vecinas con el fin de determinar con más certeza las fuentes de emisión, así como la prospección encaminada a la búsqueda de detección de mayores recursos y reservas.

Se recomienda realizar más análisis geoquímicos e isotópicos de Sr y Nd de rocas con características similares, de áreas vecinas, así como estudios petrogenéticos y de procedencia con el propósito de obtener una aproximación más precisa de la historia geológica de la región y su relación a través del espacio y del tiempo.

También será necesario determinar las variaciones geoquímicas de los minerales por medio de microsonda electrónica, y así inferir la temperatura, presión y composición de los magmas que formaron las rocas.

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ANEXOS

LAS BOQUILLAS

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Lamina 1. Ejemplo de la mineralización y skarn en la zona las Boquillas: A) se observa el afloramiento con presencia de cobre supergenico (tonos verdes) , los tonos oscuros es presencia de sulfuros y los tonos color ocre es presencia de óxidos (hierro); B) se puede observar a simple vista que la roca contiene en su mayoría granate bandeado cortado por magnetita y cuarzo con presencia en su minoría de pirita; C) Se observa de igual manera los minerales tales como magnetita y granate en su mayoría, con presencia de óxidos; D) Se puede observar a simple vista el granate con tonalidades rojizas, la magnetita con tonalidad negro, la pirita en tonos amarillos, el cuarzo en tonos blancos y el cobre con tonos verdes. E) esta roca presenta en su mayoría granate bandeado cortado por magnetita.

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LAMINA 2. Ejemplo de la mineralización y skarn en la zona las Boquillas: A) Se muestra la presencia de cobre, magnetita y oxidos; B) Esta roca contiene en su mayoría magnetita con presencia de pirita. C) Esta roca contiene granate, magnetita, calcopirita y óxidos. D) Estas fotos tomadas a escala muestran el cobre en tonos verdes, y las partes color rojizas, óxidos; E) Se muestra parte del skarn; F) Se observa a escala la mineralización tipo IOCG; G) Vista panorámica del área las Boquillas.

EL DORADO

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LAMINA 3. Ejemplo de la mineralización y skarn en la zona El Dorado: A) Se muestra el skarn y la mineralización hipogénica IOCG; B) Presencia de magnetita, fierro, calcopirita y cuarzo; C) Presencia de magnetita, oxido de hierro, calcopirita y cuarzo bandeado; D) Esta roca presenta en su mayoría cuarzo con fierro y magnetita; E) Contiene cuarzo, magnetita y fierro.

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LAMINA 4. Ejemplo de la mineralización y skarn en la zona El Dorado; A)Esta roca presenta magnetita, calcopirita, óxidos y cuarzo; B) Presenta a simple vista calcopirita, magnetita, granate y óxidos; C) Esta imagen muestra a escala el cobre de color verde; D) Zona de mineralización del tipo IOCG; E) El skarn y presencia de óxidos; F) Esta imagen muestra la barrenacion que se hizo en este afloramiento; G) Se muestra parte del skarn con presencia de Óxido de fierro, cobre, magnetita, calcopirita y cuarzo a simple vista; H) se aprecia en esta roca los óxidos de color amarillento y el cobre con tonalidades verdosas.