Yacimiento Marcona

Yacimiento tipo Skarn “Marcona”

Prólogo

En este trabajo desarrollaremos todo lo referido a los yacimientos tipo Skarn, desde su formación, el tipo de mineralización, y abarcando diferentes aspectos que cubran este amplio tema, pero antes de entrar de lleno al tema, haremos breves referencias con respecto a los yacimientos IOCG, ya que a este tipo pertenecen los yacimeintos tipo Skarn. Pero en particular desarrollaremos el trabajo, en un yacimiento muy especial llamado Marcona, que es un Skarn de Fe, en el cual abarcaremos muy profundamente, sobre este tocando temas como su ubicación, geología regional y local, ampliando el tema en su geología estructural y diferentes aspectos que hemos creído muy convenientemente e importantes para poder desarrollar un excelente trabajo. Varios libros e informes de tesis contribuyeron para poder realizar este trabajo, desarrollándolo de una manera muy técnica y con un nivel de conocimientos elevado, que esté al alcance de nosotros alumnos universitarios. En el resumen de esté hemos creído conveniente poner los puntos más sobresalientes de este para tener un visión y conocimientos sobre el tema mencionado. Sin más preámbulo, desarrollaremos el tema

Índice Introducción………………………………4 Capítulo I: Depósitos IOSG…………….5 Capítulo II: Yacimientos tipos Skarn….10 Capítulo III: Yacimiento de Marcona…14 Conclusiones……………………………31 Bibliografía………………………………31

INTRODUCCIÓN La naturaleza y composición geoquímica, mineralógica y petrológica de nuestro planeta difiere por cada capa en que se divide; la composición en la zona más profunda (núcleo) es simple y homogénea, intermedia en el manto y, la capa más superficial (la corteza) presenta una composición más compleja y heterogénea considerándose desde un aspecto geoquímico es decir, que todos los elementos químicos están distribuidos de forma muy amplia en esta última zona por lo tanto, esta zona puede estar formada por rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. Durante los procesos geológicos que llevan a la formación de una roca, algunos elementos o minerales pueden concentrarse selectivamente muy por encima de sus valores "normales" dando origen a concentraciones "anómalas". Para que esta concentración mineral se convierta en un yacimiento o depósito de minerales útiles, tienen que darse las condiciones necesarias que lo permitan; el mineral debe ser valioso en sí mismo o ser portador de algún elemento nativo y debe ser requerido por el mercado cumpliendo el requisito de que su explotación sea económicamente rentable. Prácticamente cualquier proceso geológico puede dar origen a yacimientos minerales. Una definición de Depósito de minerales o Yacimiento Mineral sería: parte de la corteza terrestre, en la cual debido a procesos geológicos, ha habido una acumulación de materia prima mineral, la cual por sus características de cantidad, calidad y condiciones de depósito es redituable su explotación. Entendiendo por materias primas minerales a las sustancias que se extraen de la corteza terrestre para aprovechar sus propiedades físicas o químicas. Esta definición comprende todos los minerales y rocas utilizados por el hombre y los elementos y compuestos que se extraen de ellos.

Clasificando a las materias primas tomando en cuenta como único criterio el de sus aplicaciones, se agrupan en tres grandes categorías:

1. Combustibles o energéticas. Incluye a los combustibles fósiles (carbón, petróleo, gas e hidrocarburos naturales), y los minerales de torio y uranio que se emplean como fuente combustible para los reactores nucleares. 2. No metálicas o industriales. Incluyen a las rocas y minerales en las que el propio mineral o roca o un compuesto derivado de él tiene una

utilidad o una aplicación industrial (áridos, rocas ornamentales, minerales refractarios, abrasivos, absorbentes, lubricantes, entre muchos otros).

3. Metálicas. Incluye todos los minerales de los que se extraen metales.

CAPÍTULO I: DEPÓSITOS IOSG A. Contexto Geotectónico: Los depósitos tipo IOCG típicamente están localizados a lo largo o en la intersección de la estructuras de la corteza mayor, que comúnmente es tensional o eventos de transtensión. Además se ha encontrado en niveles medios de la corteza, que algunos ejemplos se dan en zonas extensionales, anorogénicos, orogénicos, intracratónica, rifts intra-arco, arcos magmáticos y cuencas de tras-arco. En la mayoría de los casos las estructuras controlan el emplazamiento de intrusiones e influyen fuertemente en el régimen del flujo del fluido, la formación de brechas (incluyendo la preparación del suelo y la iniciación de brechamiento hidrotermal), y en última instancia, la ubicación y morfología de la alteración y zonas mineralizadas. En la figura de la distribución de los depósitos tipo IOCG y pórfidos de Cu (Figura 1) se observa que la mayoría de estos yacimientos se encuentran en las zonas de subducción de la placa del pacífico.

Figura 1: Distribución global de depósitos tipo pórfidos de Cobre y tipo IOCG

Figura 2: Escenario de un arco tectónico y magmático

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 Mg. Estas rocas estan 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-magnetitacuarzo. 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 u otra interpretación es que los altos valores nos puede 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 metalogénia, ya que esto tiene el control de la solubilidad, fraccionamiento y el comportamiento de los sulfuros como los metales de 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. 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. En secciones bien expuestas de la corteza inferior se puede observar, tal es el caso del arco de Talkeetna en Alaska. Incluso bajo condiciones oxidantes, los magmas enriquecidos en 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. De acuerdo a se pueden tener varios escenarios: 1º.- Bajo condiciones reductoras ricos en 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 Mo, Sn y W) 2º.- 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, pero no pueden ser particularmente enriquecidos en Au. 3º.- Bajo condiciones oxidantes empobrecidos en 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 Cu-Au, pero pobres en S. Por ejemplo, estas condiciones para los sistemas de arco en el Fanerozoico son raras en el sentido del empobrecimiento de S. 4º.- 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 CuAu residuales Estos sulfuros fácilmente se disuelven dentro de la fusión parcial, Richards (2009) propuso 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 durante el fenómeno de “delaminación del arco o la colisión continental”, 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 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, U, Na, y K y altos contenidos de CO2.

Figura 3: Posibles escenarios para las condiciones de fusión

B. Clasificación Se clasifican por separado de otros grandes yacimientos de cobre relacionados, tales, como los depósitos de tipo pórfido de cobre y otros depósitos de pórfidos de metales principalmente por sus acumulaciones considerables de minerales de óxido de hierro con una asociación de intrusivos tipo félsicos intermedios. Su clasificación es relativamente simple ya que es composicional: fierro+cobre+oro, muchas veces no hay zonificación metálica dentro de los depósitos IOCG, estos tienden a acumular su mineralización en fallas epigénetica distales a la intrusión de origen, mientras que los pórfidos se alojan dentro de los cuerpos intrusivos . A continuación se describirán algunos tipos de yacimientos que tienen similitud con los yacimientos tipo IOCG:

1º.-Yacimientos de magnetita-apatita-ilmenita. Son menas de Fe-Ti que están asociados con rocas de composición anortositica. El origen de este tipo de yacimientos es magmático, con un mecanismo de formación por inmiscibilidad de líquidos. 2º.- Yacimientos de magnetita-apatita sin Ti. Están asociados principalmente en rocas volcánicas y son llamados también yacimientos tipo Kiruna. El origen de este tipo de yacimiento es un poco controversial, ya que tiene origen de coladas de lava de magnetita, con edades desde el Proterozoico temprano hasta el Terciario tardío. Estos yacimientos parecen haber sido formados de líquidos ricos en hierro y fósforo, que han sido inyectados a profundidad o expulsados sobre la superficie terrestre. En cuanto su mecanismo podría generarse por magmas ignimbriticos, depósitos de ceniza de caída libre, lavas y diquestratos, depósitos sedimentarios exhalativos, lateríticos, detríticos y por reemplazamiento hidrotermal y formación en vetas. Cada uno de estos tipos de depósitos presenta diferentes características de relaciones de campo, tanto como texturales y de la composición de elementos traza. 3.- Yacimientos tipo skarn de hierro. Se presentan en ambientes geológicos que varían desde edades Precámbricas a Terciario tardío, están relacionados con actividad magmática-hidrotermal asociados con un plutonismo diorítico a granodirítico en cinturones orogénicos, la característica principal de este tipo de yacimiento es la presencia de una ganga de grano grueso rico en hierro, así como la presencia de una mezcla de silicatos de Ca-Mg-Fe-Al, los minerales económicos pueden ser Au, Ag, Cu, Zn. En cuanto su ambiente tectónico se asocia a arcos de islas en donde predominan las dioritas-andesitas; en los skarn de W, Cu, Pb-Zn predomina en los márgenes continentales con rocas granodioritas y cuarzomonzonitas, y para los skarn de Sn-W a zonas postorogénicos o anorogénicos. 4.- Los yacimientos tipo pórfido de Cu o Depósitos de Cu-Fe y Mo. Comúnmente tienen importantes valores económicos, estos ocurren al inicio de una temperatura > 600°C, con una salinidad entre 2-10 wt % NaCl Equiv., los fluidos magmáticos metalíferos, comienzan a enfriarse junto con la precipitación de Cu a temperaturas máximas entre 425° y 320° C, coincidentemente este rango de temperaturas corresponden a la transición frágil-dúctil para rocas silicatadas, al punto en que el SO2 aun esta disuelto en el fluido del magma y comienza a desproporcionarse en H2S y H2SO4 . En consecuencia la combinación de la reducción de la solubilidad de Cu, incrementa la permeabilidad y la porosidad permitiendo la disolución de cuarzo y una nueva disponibilidad de la reducción del sulfuro a la precipitación de sulfuros de Cu-Fe, sobre una estrecha relación de rangos de temperatura y por lo tanto un intervalo de profundidad, dentro de la zona de cúpula de la intrusión magmática. En cuanto a la alteración hidrotermal, la zona potásica se encuentra encima del punto de deposición de los sulfuros de Cu-Fe, muy cerca de las condiciones neutrales de acides, además es caracterizado por la formación de minerales secundarios como biotita, feldespato potásico y magnetita.

CAPÍTULO II: YACIMIENTOS TIPO SKARN A. Generalidades Hay muchas definiciones y usos de la palabra " skarn". Skarns puede formarse durante metamorfismo regional o de contacto y de una variedad de procesos metasomáticos de la participación de los fluidos magmáticos, metamórficos, meteóricos, y/o de origen marino. Se encuentran adyacentes a plutones, a lo largo de las fallas y de las principales zonas de cizalla, en los sistemas geotérmicos superficiales, en la parte inferior del lecho marino, y a menor profundidad en la corteza, terrenos metamórficos enterrados. Qué relación existe entre estos distintos ambientes, y lo que define a una roca como skarn, es la mineralogía. Esta mineralogía incluye una amplia variedad de minerales calcoalcalinos, minerales de silicato y asociados, pero por lo general está dominada por granate y piroxeno. Skarns pueden subdividirse según varios criterios. Exoskarn y endoskarn son los términos más utilizados para indicar protolito sedimentario o protolito ígneo, respectivamente. El término Skarn Magnesiano y cálcico puede utilizarse para describir la composición del protolito dominante y minerales resultantes de skarn. Tales términos pueden ser combinados, como en el caso de un exoskarn magnesiano que contiene forsterita - diópsido de un skarn formado de dolomita. Hornfels es un término descriptivo que se utiliza a menudo para describir rocas silicatadas de relativamente grano fino que son resultado de metamorfismo de carbonato impuro, unidades tales como caliza o limo bituminoso. Las reacciones skarns puede formarse a partir de metamorfismo isoquímico finamente intercalado de unidades bituminosas y carbonato metasomático en que la transferencia de componentes entre litologías adyacentes pueden ocurrir a pequeña escala. Skarnoide es un término descriptivo para rocas calcosilicatadas que son relativamente de grano fino, pobres en hierro y que reflejan, al menos en parte, el control de la composición del protolito. Genéticamente, skarnoide es intermedio entre un punto de vista puramente hornfels metamórfico y un punto de vista puramente metasomático. Por todo lo anterior, la composición y la textura del protolito tienden a controlar la composición y la textura del resultante skarn. En contraste, la mayoría de los depósitos de skarn económicamente importante son resultado de la transferencia a gran escala metasomática, que controla la composición de líquidos resultantes de skarn mineral y su mineralogía. No todos los skarns tienen mineralización económica; skarns que contienen mineralización son llamados depósitos de skarn. En la mayoría de los grandes depósitos de skarn, skarn y mineralización de la mena son resultado del mismo sistema hidrotermal, aunque puede haber diferencias significativas en el tiempo/espacio de la distribución de estos minerales a escala local.

B. Skarn metamórficos, skarn metasomáticos y depósitos skarn El término skarn originado en Suecia Central, donde fue usado por los mineros para referir a ganga calco silicatada de grano grueso asociado con menas de hierro y esto fue luego adoptado por Goldschmith en sus clásicas memorias en el área de Kriatiana. Desde aquel tiempo el término ha sido expandido a incluir una gran variedad de rocas calco-silicatos que son ricas en calcio, hierro, magnesio, aluminio y manganeso. Los mayores procesos propuestos para explicar el reemplazamiento incluye: 1. Recristalización metamórfica de mármol, caliza arcillosa o rocas carbonatadassilicatadas ricas en metales, con poca o ninguna introducción de componentes químicos, referidos como hornfels calco-silicatos, skarn recristalizado o skarnoide. 2. Intercambio local de componentes entre diferentes litologías durante metamorfismo de alto grado o de contacto, un proceso ahora referido como reacción skarn, intercambio local o difusión skarn bimetasomática y bandas calco-silicatos. 3. Intercambio local a altas temperaturas de componentes entre magmas y rocas carbonatadas, referidas como skarn primarios o skarn de estados magmáticos. 4. Transferencia a gran escala de componentes sobre un gran rango de temperatura, entre fluidos hidrotermales y predominantemente rocas carbonatadas referidas como skarn y skarn de estado postmagmático. Skarns de este tipo ejemplifican procesos de infiltración. Todos los procesos descritos, simples o en combinación, pueden resultar en la formación de skarn. Los primeros son metamórficos y no incluyen introducción de componentes dentro del sistema sedimentario; transferencia de masa o de componentes volátiles ocurre solamente a escala local. Los segundos son también metamórficos, pero solamente observados a escala de una secuencia completa de litologías inter-capas; en escala local los procesos incluyen transferencia metasomática de componentes sobre distancias de algunas decenas de centímetros. Los depósitos minerales skarn son encontrados en los contactos entre plutones ígneos y rocas sedimentarias o en fisuras distales en rocas carbonatadas. En la mayoría de literatura tales depósitos han sido referidos como hidrotermal-metamórficos, tactita y piro-metasomático, en libros recientes ellos son llamados como ígneos metamórficos o metasomáticos de contacto. Ninguno de estos términos es apropiado por que los contactos ígneos no son siempre presentes o incluso necesarios; la formación de estos depósitos abarca un amplio rango en temperatura; y la distinción entre la relativa importancia de procesos metamórficos y metasomáticos no es claro para depósitos individuales ni para la clase como un todo. Se puede adoptar un nombre simplemente referido como Deposito skarn, un término libre de implicaciones genéticas.

C. Mineralogía de los Skarn Así como la mineralogía es la clave para el reconocimiento y la definición de skarns, también es fundamental para entender su origen y en la distinción de la importancia económica de los depósitos minerales interesantes entre localidades no rentables. Mineralogía en Skarn es cartografiable en el campo sobre todo la "alteración" y sirve como la más amplia guía para encontrar un potencial cuerpo mineral. El reconocimiento de características distales de alteración puede ser de importancia crítica en las primeras etapas de exploración. Detalles de la mineralogía de skarn y zonificación puede ser usado para construir los modelos de depósitos específicos de la exploración, así como los modelos de utilidad más general en el desarrollo de programas de exploración de base o de síntesis regionales. Aunque muchos minerales de skarn son típicos de rocas de formación, algunos son menos abundantes, y muchos tienen variaciones en composición que pueden arrojar información importante sobre el medio ambiente de formación. Algunos minerales como el cuarzo y calcita, están presentes en casi todos los skarns. Otros minerales como la humita, periclasa, flogopita, talco, serpentina, y brucita son típicos de skarns magnesianos pero están ausentes de la mayoría de los demás tipos de skarn. Además, hay muchos minerales como estaño, boro, berilio y flúor que son muy restringidos, pero localmente importantes en su paragénesis. El advenimiento de las modernas técnicas de análisis, en particular la microsonda de electrones, hace que sea relativamente fácil determinar la composición exacta de minerales y en consecuencia, precisa de utilizar nombres mineralógicos. Sin embargo, los nombres mineralógicos deben utilizarse correctamente para no dar a entender más de lo que se conoce sobre la composición mineral. Por ejemplo, la secuencia de piroxeno, clinopiroxeno, clinopiroxeno cálcico y diópsido, son cada vez más específica. Lamentablemente, es muy común en la literatura geológica para fines específicos términos, como diópsido, que se usa cuando todo lo que se sabe acerca de los minerales de que se trata es de que podría ser piroxeno. Zharikov (1970) fue quizás el primero en describir la sistemática de las variaciones en la mineralogía de skarn entre las principales clases de skarn. Utilizó equilibrios de fase, compatibilidades minerales, y las variaciones de composición en la serie de solución sólida para describir y predecir características minerales de skarn conjuntos para diferentes tipos. Sus observaciones se han extendido por Burt (1972) y Einaudi y otros. (1981) para incluir una amplia variedad de tipos de yacimientos y las diferencias entre los tipos mineralógicos. Los minerales que son de gran utilidad para la clasificación y para la exploración son como el granate, piroxeno y anfíboles, que están presentes en todos los tipos de skarn y que muestran marcada variabilidad de composición. Por ejemplo, el piroxeno manganifero, johannsonita, se encuentra casi exclusivamente en skarns de zinc. Su presencia, sin mucha más información de apoyo, es definitiva para este tipo de skarn.

D. Evolución de Skarn en el tiempo y espacio Como fue reconocido por los primeros investigadores de skarns (por ejemplo, Lindgren 1920), la formación de un depósito de skarn es un proceso dinámico. En la mayoría de los grandes depósitos de skarn hay una transición de metamorfismo temprano/distal resultado en hornfels, reacción de skarn, y skarnoide, para metasomatismo tardío/proximal resultando minerales de relativamente grano grueso de skarn. Debido a los fuertes gradientes de temperatura y gran circulación de líquidos causada por células de una intrusión magmática, el metamorfismo de contacto puede ser considerablemente más complejo que el simple modelo de recristalización isoquímica invocado por metamorfismo regional. Por ejemplo, diversos fluidos que circulan a través de una fractura en un relativamente protolito carbonato simple pueden dar lugar a diversas reacciones. Así, los fuertes gradientes térmicos común en la mayoría de entornos plutónicos, resulta en complejos de aureolas metamórficas con transferencia metasomática a pequeña escala como lo demuestra la reacción skarns y skarnoide. La formación de depósitos de tipo skarn involucra esencialmente tres etapas: 1) Metamorfismo isoquímico: Recristalización metamórfica y cambios mineralógicos reflejando el protolito y circulación de fluidos a alta temperatura formando minerales calcosilicatados. Incluye además el desarrollo de: mármol, rocas córneas, cuarcitas, skarn de reacción, skarnoides, talco y wollastonita hacia la periferia. 2) Etapas múltiples de metasomatismo: Cristalización del magma y liberación de una fase fluida produciendo skarn metasomático. Se forman principalmente minerales anhidros por acción de fluidos de derivación magmática a temperaturas de 400º800ºC. Usualmente en esta etapa ocurre o comienza la mineralización. 3) Alteración retrógrada: Enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperatura más baja, posiblemente meteóricas, oxigenadas, causando alteración retrógrada de los minerales calcosilicatados metamórficos y metasomáticos. En esta etapa se forman nuevos minerales hidratados de temperatura más baja, a partir de los minerales anhidros formados previamente. Incluyen: epidota, actinolita, clorita y otras fases minerales hidratadas, típicamente con control estructural y sobreimpuestos a la secuencia de progrado (fallas, contactos estratigráficos o intrusivos). En algunos casos la mineralización se extiende también a esta etapa de retrogrado.

CAPÍTULO III: YACIMIENTO SKARN DE MARCONA A. Ubicación El yacimiento skarn de Fe de Marcona se localiza en la costa central peruana en la cordillera de la costa, al sur de Lima; pertenece al distrito de San Juan de Marcona en la provincia de Nazca, departamento de Ica y además abarca un área de 150 kilómetros cuadrados (10km x 15km) equivalente a 15 000 hectáreas.

Figura 4: Mapa de ubicación

Figura 5: Mapa de Marcona

B. Geología regional La Cordillera de la Costa está formada por un basamento metamórfico del Precámbrico (Complejo Basal) cubierto por rocas de edad Precambriana Superior (calcáreos San Juan y tillitas Chiquerío) y Cambriana (pelitas Marcena). Estas rocas a su vez se metamofizaron en facies de esquistos verdes, siendo seguida dicha deformación por el emplazamiento del Batolito de San Nicolás (440-390 M.A.), cuya estructuración longitudinal es similar con el evento de deformación anterior, denominado como el Evento Marcena pudiendo inferirse una correlación con la Tectónica Caledoniana de los Andes Septentrionales del Perú. Los Andes Mesozoicos y Terciarios están sobreyaciendo a las rocas del cinturón Hercínico. Sin embargo, hacia la costa la deposición y vulcanismo Mesozoicos se inicia en el Jurásico y continúa en el Cretáceo en lo que se denomina la Cuenca Marginal Cañete-Huarmey y que se extiende discontinuamente hacia el norte hasta la Cuenca Lancones Esta cuenca es producto de la ruptura de la corteza continental a lo largo de un rift de margen continental, de estructura similar al de una dorsal oceánica, el que en su zona axial contribuyo al relleno de la base con material volcánico por un proceso de extensión y subsidencia. Hacia el sur (cerca al Complejo Basal) deviene a una cuenca marginal ensiálica abortada con composiciones alcalinas a shoshoníticas

(volcanismo Río Grande). La transición entre el vulcanismo y la intrusión del Batolito de la Costa ocurrió a finales de la actividad volcánica Casma, durante la intrusión de los gabros y dioritas toleíticos tempranos denominados Superunidades Patap y Pisco ,precursores del Batolito de la Costa, y coetáneos al Grupo Casma , que marcaron el fin de la transgresión de la cuenca . Estos intrusivos ocurrieron sintectónicos a la Fase Deformativa Mochica del Albiano (Cretácico Medio), mientras que del Albiano Superior al Cenomaniano se dio inicio al Margen Continental, activado por la colisión de las Placas Sudamericana y de Nazca. Los complejos hipabisales Tunga y Bella Unión estarían asociados a estos eventos. El Batolito de la Costa intruyó a lo largo de toda la costa con orientación NW-SE, entre los 100 y 60 M.A., coincidiendo en parte con la fase deformativa del Cretáceo Tardío (Tectónica Peruana), la que generó planos de debilidad en las que se emplazó el Batolito, del cual existen unidades tardías y más orientales de alrededor de 40 M.A. La intrusión del Batolito de la Costa y la actividad volcánica en la zona se presentó en el margen continental, aunque presenta relación con los procesos de subducción.

C. DOMINIO ESTRUCTURAL

Figura 6: Mapa del dominio estructural

CORDILLERA OCCIDENTAL: Corresponde a la antigua cuenca occidental peruana que comenzó a individualizarse en el Jurásico inferior con el inicio del de arco volcánico Chocolate (190-170 Ma), y el relleno sedimentario con carbonatos, turbiditas y sillico-clásticos hasta el Cr. DOMINIO CASMA: Se sitúa en la costa y en el borde O de la Cordillera Occidental del Perú central. Afloran unidades volcánicas, plutónicas y sedimentarias que son parte del sistema volcánico de arco-islas a arco continental, que es activo desde el Jurásico. DOMINIO PISCO – CHALA: Tiene un basamento constituido por rocas metamórficas del bloque alóctono del Macizo de Arequipa. Las rocas neoproterozoicas y paleozoicas están intruidas por el Batolito de San Nicolás datado entre 468 y 440.

D. Rocas magmáticas En la región afloran una notable variedad de rocas intrusivas, desde batolitos hasta diques, que se hallan relacionadas al desarrollo estructural de los Andes. A. BATOLITO DE SAN NICOLAS.- Compuesto por adamelitas, granodioritas y dioritas, se han emplazado en la Cordillera de la Costa, intruyendo al Complejo Basal y a las formaciones calcáreas premesozoicas. Se encuentra aislado del Batolito de la Costa por una amplia franja de fallamiento, que sería el control estructural de sus emplazamientos y cuyo rasgo tectónico es la Depresión Andina. Gran parte de este intrusivo está sumergido en el Océano Pacífico. Su edad correspondería al Devoniano Inferior, según una datación de Rb-Sr en roca total, que obtuvo 390 +- 22 M.A, aunque Caldas lo ubico por radiometría entre el Ordoviciano y el Siluriano (por método K-Ar: 442 M.A.; por Rb/Sr: 400 M.A.). Sánchez ubica su edad en 420 M.A. por lo se consideraría del Silúrico Se pueden reconocer tres zonas concéntricas: a) ZONA CENTRAL: Compuesta por monzogranito gris-rosáceo de grano grueso. Se distingue de la granodiorita por el incremento del feldespato potásico, y por la disminución en la proporción de hornblenda. Se aprecian porfidoblastos de ortosa en cristales bien desarrollados. Esta secuencia se observa entre la Bahía de San Nicolás y la mina Marcona, intruyendo a la formación Marcona. Asimismo pueden apreciarse afloramientos de adamelita en el Cerro Huaricangana y el Cerro El Huevo. b) ZONA INTERMEDIA: Compuesta por granodiorita grisácea de grano grueso, que contiene cristales de hornblenda en hábito radial. Se encuentra aflorando en el NE de la Bahía de San Juan. B. SHOSHONITAS TUNGA.- Es una serie volcánico-intrusivo de composición principalmente traquiandesítica y andesítica-diorítica, con diques menores de aplosienita, que aflora al noreste del yacimiento. Está compuesto por stocks, sills y diques de shoshonita - andesita porfirítica de color marrón a gris verdosa, con una tendencia estructural NW-SE que cruza la Depresión Preandina (entre Pampa Cedillo y Huricangana). Dicha secuencia se ha emplazado como relleno de las

fallas de desplazamiento Treinta Libras (de rumbo NW) y los Cerrilllos (de orientación NE) y su disposición indicaría una asociación con los diques alimentadores del volcanismo Jahuay, ya que su sistema de diques y sills NW se ha emplazado entre los estratos del Titoniano.En el sector Tunga-Huricangana se distinguen dos fases de intrusión, la primera en forma de stock y la segunda en diques de cortan a la primera. Caldas la dató en el Cretácico Superior, pero lnjoque con dataciones de rocas similares en el área de la mina de composición shoshoníticas (traquiandesita y traquibasalto, llamadas localmente diques básicos) que obtuvieron edades de 137.4 +/- 3 M.A. y 136.4 +/- 3 M.A., determino que su edad sería correspondiente al Cretáceo Inferior (Valanginiano - Aptiano). Vidal, reportó edades por el método de K-Ar para los diques Tunga: una muestra de aplosienita obtuvo 118 +- 3 M.A.; la shoshonita determinó 136 +- 3 M.A.; finalmente la latita obtuvo 137 +- 3 M.A. Estas dataciones muestran que el Complejo Tunga fue formado en varíos estadías: su etapa shoshonítica inicial fue contemporánea a Jahuay (pre-Yauca), con un episodio apliosienítico post-Yauca, lo que indica que su actividad volcánica comenzó desde el Titoniano (Jurásico Superior) y abarco hasta el Neocomiano (sin y post-Yauca). C. COMPLEJO VOLCANICO INTRUS/VO BELLA UNION. · Son cuerpos hipabisales: brechas angulosas a subangulosas, diques de andesita y dacita porfirítica, de colores verdes a violetas. Su formación esta asociada a movimientos verticales a lo largo de una franja NW-SE en el área ocupada por el Frente Andino, los mismos que controlaron al Batolito de la Costa. Sus afloramientos se encuentran al Este del área de la mina, caldas determino que este complejo es intruído por las unidades más tempranas del Batolito de la Costa, por lo que debe de haberse emplazado entre el Cretácico Medio a Superior. D. BATOL/TO DE LA COSTA. · Es un complejo de intrusiones compuesto generalmente por tonalitas y gabrodioritas que ocupan el núcleo de la Cordillera Occidental. Tiene 1600 km de largo y más de 65 km de ancho. Se encuentra separado de los intrusivos de la Cordillera de la Costa por una ancha faja de fallamiento que se manifiesta en la Depresión Preandina. El fallamiento fue el control estructural del emplazamiento de las grandes masas del batolito. Su edad comprende desde el Albiano hasta el Paleógeno (Terciario Inferior), de 102 a 37 M.A (método U/Pb). Aflora en Acarí, Calapampa y San Vicente (fuera del área estudiada). E.

Geología estructural

Los eventos tectónicos regionales más importantes son los siguientes:

a) Plegamiento del macizo andino (Fase deformativa Mochica): Asociada a la Fase Deformativa Mochica, que origino una serie de pliegues distribuidos en la costa y que comprende del Albiano al Cenomaniano . En la región no se observan pliegues extensos por el intenso fallamiento que ha afectado la región de modo que las secuencias buzan indistintamente a uno y otro lado de los bloques de las fallas. La formación Marcena y las rocas jurásicas envolventes varían de rumbo progresivamente desde la quebrada de Jahuay hasta el cañón del río Grande, de más

o menos N 45ºW, pasando por E-W a N 45ºE, siguiendo además una amplia estructura arqueada y abovedada con inclinaciones hacia afuera. Por estas características se infiere la existencia de una estructura dómica por compresión: Domo de Marcena, de la cual solo el sector oriental es visible b) Fallamiento en bloque (Fase Tectónica Peruana). Está asociado a la Fase Tectónica Peruana, que es un evento de deformación compresiona! con un eje de dirección NW-SE y que data del Santoniano al Coniaciano. Se distinguen tres franjas estructurales principales: FRANJA OCCIDENTAL (BORDE COSTERO): La deformación está caracterizada una tectónica de ruptura (fallas gravitacionales), con fallamiento longitudinal y cizallamiento transversal en el flanco occidental de la Cordillera de la Costa. FRANJA CENTRAL (ESTRIBACIONES ANDINAS): que corre a lo largo de la Depresión Preandina y de la porción oriental de la Cordillera de la Costa, con fallamiento longitudinal tipo dextral de dirección NW-SE (Fallas Treinta LibrasTunga). En este fallamiento inverso disloco a la Cordillera de la Costa y a la Depresión Preandina, se nota claramente que los movimientos diferenciales se produjeron según la orientación de los rumbos. Este sistema de fallas afectó a las secuencias mesozoicas y a su vez fueron intruídas por las unidades del Batolito de la Costa. En la Depresión Preandina (sector pampa de Poroma -pampa de Jahuay), se reconocen tres fallas principales: Tunga, Los Cerrillos y Treinta Libras, con rumbos N 20º a 45º W, con cizallamiento transversal conjugado que forman ángulos de 30º y 45º con las fallas maestras, lo que le da al conjunto un diseño enrejado. Este mecanismo también se presenta en la zona de Marcona: Sistema de Fallas Repetición. Representan un sistema regional que controló al emplazamiento volcánico-intrusivo, así como a la mineralización asociada y a la extensión del rift jurásico alimentador del vulcanismo local, por lo que existiría una relación entre el fallamiento transcurrente y extensional con la mineralización. En este mismo periodo, la actividad volcánica del norte de Chile coincidía también con el inicio de la actividad de la falla Atacama y con mineralizaciones importantes. Falla Tunga.- Es la falla más notable y presenta características de falla normal, del tipo dextral. Se extiende por el noreste hasta las cercanías de Pisco, limitando la Depresión preandina de la Cordillera de la Costa, donde la depresión se ha hundido a manera de un graben y la cordillera se comportó como un horst (dataría del Mioceno Superior· Plioceno Inferior). Falla Treinta Libras. · Es paralela a Tunga y también es falla de desplazamiento dextral (del tipo normal), que controla el borde oriental de la Cordillera de la Costa. Pone en contacto a la formación Río Grande con Jahuay, truncando en el este al Domo de Marcona. La mineralización de hierro está asociada con el sistema de fallas Treinta Libras y la serie de fallas conjugadas respectivas. Dicha familia de fallas presentaría la misma relación directa que en los yacimientos chilenos tiene el Sistema de Fallas Atacama de rumbo N-S. Este sistema estructural magmático ha estado activo desde el Jurásico Medio en que se inició el vulcanismo en la zona (secuencia Río Grande) hasta por lo menos el Aptiano (117 M.A.) en que se emplazaron los

diques félsicos más antiguos de este sistema. Dicho rift marca la rotura de la corteza continental. FRANJA ORIENTAL (CORDILLERA OCCIDENTAL): Es consecuencia del plegamiento, con esquistosidad de fractura axial, discontínua y de dirección NW-SE. Se presenta a lo largo del frente andino, como fallas gravitacionales. La mayoría de las zonas de fallas y fracturas han sido invadidas por diques y stocks de ocoítas (andesita porfirítica), por lo que no son visibles los espejos de fallas (también están cubiertos por depósitos cuaternarios). El desarrollo de la franja central fue el resultado de la colisión de dos bloques rígidos: la Cordillera de la Costa y el macizo andino, separados por una zona de debilidad, ahora ocupada por la depresión-preandina. Los esfuerzos compresionales NE-SW actuaron de tal forma que en la margen oriental de la Cordillera de la Costa se produjeron movimientos dextrales sucesivos, dando una disposición escalonada desde la zona minera de Marcona hasta las cercanías del pozo El Jahuay. c) Fallas de desplazamiento de rumbo (Tectónica Quechua). Se puede correlacionar con la Tectónica Quechua que produce el levantamiento del borde costero. La mayoría son sinextrales (a diferencia de las fallas longitudinales correspondientes a la Tectónica Peruana, que en la franja central son dextrales) y son de edad Miocénica-Pliocénica. Este levantamiento determinó un cambio gradual en la sedimentación de marina a continental (discordancia angular entre las formaciones Pisco y Sencca), lo que se observa en el área Punta Chiquerío-San Juan. En punta Chiquerío se tiene tres fallas de rumbo N 45º W que afectan al Complejo Basal y a las formaciones Chiquerío y San Juan, con una magnitud del desplazamiento de 600, 400 y 50 m, respectivamente. La mayoría de las fallas gravitacionales del sector San Nicolás Chaviña, tienen un rumbo N 45º W, cruzadas por otro sistema NE-SW, por lo que forman un diseño enrejado. Generalmente el bloque descendido es el occidental, lo que se aprecia en los frentes de terrazas que dan origen a las escarpas de falla. Estas fallas controlaron el desarrollo de los principales rasgos litorales actuales (bahías de San Nicolás y San Juan). - Falla Río Grande: Es una falla sinextral (del tipo normal), con rumbo NESW, que corto a todas las estructuras andinas y desplazo el Mesozoico al Oeste en el Bloque Norte de la región. Se ubica en el cañón Río Grande (Falla Quebrada de Stock). d) Fallas gravitacionales (Epirogénesis Andina). Constituye el macizo andino y se le puede asociar a la Epirogénesis Andina, en la cual está vinculada a los levantamientos Pliocenico-Cuaternarios, lo cual es evidenciado por el encajonamiento profundo de los valles andinos. Son de origen tensional, y generalmente los bloques descendidos son los orientales. Tienen un rumbo general N 45º W, con fallas conjugadas transversales NE-SW. Se han identificado deformaciones compresivas a lo largo de la Flexura de lea-Nazca, que son producto de esfuerzos de dirección E-W, que reactivaron las fallas del zócalo Pre-Terciario y afectaron a la formación Pisco, y cuya continuación meridional es la falla oriental que culmino en el Cerro Huaricangana (1,791 mt) así como el corte del curso inferior del Río Grande, El

alto estructural es continuo a lo largo de la margen continental y separa las cuencas de antearco entre externas e internas y marca en la parte sumergida el borde externo de la plataforma continental. En la zona de Río Grande este alto separa la Cuenca PiscoEste (emergente actualmente) de la Cuenca Pisco-Oeste, sumergida casi en su totalidad (sólo los afloramientos de la formación Pisco del área de Marcena se asocian a esta cuenca). e) Tectónica reciente. Se presenta a lo largo del litoral como las terrazas marinas San Juan-Yauca en niveles de casi 1,000 m, debido a movimientos de líneas de costa bastante abruptos con respecto al margen sur peruano, lo que significaría que el sector Río GrandeQuebrada Jahuay de la Cordillera de la Costa ha sufrido un mayor levantamiento con respecto al resto de la costa peruana. La velocidad de levantamiento de la plataforma continental en el último medio millón de años ha sido del orden de O. 7 mm/año.

E. Geología local En la región estudiada se presentan rocas sedimentarias, metamórficas e ígneas, con edades que van desde el Precambriano hasta la era reciente. ESTRATIGRAFíA

FIGURA 7: GEOLOGÍA DE MARCONA

INTRUSIVO TUNGA: complejo volcánico, intrusivo que aflora al noreste del yacimiento. Está compuesto por un stock, sills y diques de shoshonita, y por diques menores de aplosienita. Edad: Valanginiano a aptiano. FORMACIÓN YAUCA: compuesta por lutitas y areniscas, equivalentes a la Formación Morro Solar de Lima. Edad: Neoconiaciano. FORMACIÓN YAHUAY: compuesta de lavas andesítica, conglomerados, areniscas, lutitas y calizas equivalentes a la Formación Puente Piedra. Edad: Titoniano. FORMACIÓN RIO GRANDE: consiste de lavas shoshoníticas, tufos, calizas, lutitas, areniscas y conglomerados, depositados en ambiente litoral. Hay además diques de traquita, traquibasalto-k y riolita. Edad: Toarciano a Oxfordiano. BATOLITO DE SAN NICOLÁS: compuesto por adamelitas, granodioritas y gabrodioritas, las que no han producido metamorfismo de contacto. Edad: Devoniano inferior. FORMACIÓN MARCONA: consiste de felses conglomerádicos, mármoles dolomíticos, calizas silicificadas, cuarcita y esquistos cloritos. Edad: Precambriano superior a Siluriano. FORMACIONES CHIQUERÍO Y SAN JUAN: compuestas de tilitas, mármoles dolomíticos, esquistos calcáreos, margas turbiditas. Edad: Precambriano Superior. COMPLEJO BASAL DE LA COSTA: compuesto de esquistos, gneis, granitos y migmatitas. Edad: Precambriano. Las asociaciones encontradas sugieren que en la Formación Marcona, el metamorfismo alcanza las facies de anfibolita en tanto que en la Formación Río Grande alcance las facies de los esquistos verdes a pumpellyita – prehnita.

Figura 8: Columna Estratigráfica de Marcona

F.

Geología estructural

En escala regional, la estructura dominante es un homoclinal con buzamiento de 35º a 65º al NW; los sedimentos tienen un rumbo hacia el NW con inclinaciones al NE, formando un anticlinal actualmente erosionado. Es muy compleja por los fallamientos, intrusiones y los periodos tectónicos. - PLEGAMIENTO: El plegamiento regional evidentemente ocurrió hacía el final del Cretácico como un predecesor al levantamiento andino. En aquel tiempo, las rocas fueron inclinadas con rumbo N 50º E e inclinación de 40º NW, esto sugiere que las capas fueron plegadas en forma de un homoclinal, no obstante es indudable que se trata de un gran anticlinal con rumbo al NW y cuyo flanco occidental está ubicado en el mar, por lo que solo se observa el lado E de la estructura.

- FALLAMIENTO: Es la resultante de los esfuerzos causados durante el plegamiento y el levantamiento andino. Tres periodos de fallas mayores han cortado las rocas de Marcona produciendo estructuras complejas, también existen muchas fallas menores. Estas estructuras son conjuntos de fallas que se han relacionado por sus rumbos y buzamientos aproximadamente iguales; el movimiento a lo largo de ellas ha sido, por lo general, tanto horizontal como vertical. La edad geológica de estos sistemas se han determinado a partir de su relación con las rocas adyacentes, así como sus edades relativas. Estos tres mayores sistemas se denominan: + Fallas Pista, son las más antiguas, formándose antes de la mineralización y continuando sus movimientos después de esta. Corresponden a las llamadas fallas normales gravitacionales, tienen como rumbo N 65º W y buzamientos de 60º NE. + Fallas de Repetición, es el segundo sistema de fallas que corresponden al tipo de fallas tensionales-compresionales inversas o sea producidas por fuerzas de tensión combinadas a un sistema opuesto de compresión, y se le llama Repetición porque "duplica" las cajas techo y piso. Este sistema es paralelo a la estratificación, tiene un rumbo de N 45º E y 65º SE de buzamiento. Su edad vendría a ser Jurásica Superior. + Fallas La Huaca, son las mayores en magnitud, paralelas a la Cordillera de los Andes; el plano de falla. Determina una rotura y desplazamiento de tipo normal. Tienen como rumbo N 25º W y un buzamiento de 60º NE, y vendrían a corresponder al Cretácico Inferior. Estas fallas juegan un rol importante en la localización de los yacimientos, ya que tienen efectos principalmente con la repetición o ausencia de capas en la secuencia, o en los fuertes cambios de los ángulos normales de buzamiento y también en los bruscos truncamientos de rumbo de los cuerpos de mineral por grandes desplazamientos. METAMORFISMO En general, las rocas Precambrianas, metamorfizadas, así tenemos:

Paleozoicas

y

Mesozoicas

están

- Metamorfismo dinámico-térmico: Es un proceso de metamorfismo geotérmico, donde los factores predominantes son los cambios de temperaturas y presiones, con variaciones de composición, resultando esquistos y gneises en el Complejo Basal (Punta San Juan). Se considera que data del Proterozoico Superior, entre el evento de Ático (450 M.A.) y el evento de Mollendo (1900 M.A.). - Metamorfismo regional o dinámico: Este proceso deforma y altera las texturas primitivas por acción de la presión litostática o de presión simultánea en toda dirección, generando la formación de filitas con textura porfiroblástica asociadas a muscovita y clorita en la formación Marcona. En la facies de esquistos verdes podemos observar dos etapas: 1 ª Fase de metamorfismo de bajo grado: clorita. 2ª Fase: biotita a muscovita poiquiolítica. En las lavas de la formación Río Grande la alteración se presenta como relleno de las vesículas con asociaciones de clorita-epidota-calcita en

las zonas más profundas; en los niveles superficiales se caracterizan por zeolitaclorita-calcita. Se le asigna una edad Pre-Ordoviciana. - Metamorfismo térmico o de contacto: El metamorfismo de contacto está ligado a eventos tectónicos y magmáticos. En el área se presenta como factor principal el cambio de temperatura, está caracterizada por la presencia de cornubianitas (hornfels) y mármol dolomítico. En la formación Marcona las pelitas han perdido su textura original y muestran fractura hornfélsica o concoidal; consisten de cuarzo, feldespato, biotita, flogopita, rutilo y grafito. El hornfels presenta textura xenoblástica fina. También se presentan hornfels de cuarzo- anfibol-piroxeno. Las calizas y dolomítas se recristalizan a mármoles con forsterita. Se le considera posterior al metamorfismo regional y anterior al Batolito de San Nicolás (pre-Devónico). -Metasomatismo: En la sustitución metasomática, el factor principal ha sido el intercambio de iónes por un medio liquido: presencia de calcosilicatos: epidota; anfíboles: actinolita-tremolita. Data del Jurásico Superior. En Marcona existe un yacimiento IOCG tipo skarn de FE y es el único yacimiento de hierro actual en producción a cargo de la compañía minera china SHOUGANG HIERRO PERU S.A.A.

Figura 9: evolución de Marcona

Paragénesis El yacimiento se formó básicamente en dos etapas. En la primera se originaron los minerales termometamórficos y seguidamente ocurrió la metalización. El proceso termometamórfico se inició a temperatura relativamente alta con la formación de clinopiroxeno diopsídico, cordierita y hornblenda en la Formación Marcona y ensambles predominantemente de actinolita epidota en la Formación Río Grande. Luego se formaron actinolita, tremolita y magnetita en grandes cantidades, en especial esta última, la cual formó las partes económicas del yacimiento. Estos minerales se superpusieron a las rocas del evento anterior obliterándolas. En menor

cantidad se formaron micas, apatito, esfena, chorlo y rutilo. Al final de este estadío y precediendo la aparición de sulfuros, se formaron antidades menores de prehnita, albita, epidota y cuarzo. Calcita y clorita e formaron casi a lo largo de todo el proceso de mineralización. En los mantos, la magnetita se asocia a actinolita insterticial; sin embargo, hacia los bordes de los mantos o cerca de zonas ricas en afíbol, la actinolita es más abundante y rodea a magnetita. La magnetita por lo general reemplaza la actinolita tardía instersticial, que se orienta rodeando a magnetita. La tremolita es más abundante hacia las zonas pobres en hierro. La magnetita, además, se presenta en numerosas muestras con inclusiones finas de pirita, pirrotita y calcopirita, que sugieren una transición hacia el estadío de formación de sulfuros. Dicho estadío se inició con la formación de pirita. La pirita es el más abundante de los sulfuros y es prácticamente el único, junto con pirrotita excepcionalmente, que se observa a escala macroscópica. Se presenta en hábito cúbico y trae inclusiones finas o diseminaciones de calcopirita, bornita, calcopirrotita y pirrotita. Posteriormente cristalizó asociada a calcopirita y pirrotita y luego fue reemplazada por ambos minerales. Ilmenita, esfalerita, galena, oro y molibdenita son minerales accesorios en el depósito. Ilmenita se encuentra en venllas cortando a magnetita. Esfalerita y galena son minerales tardíos que rellenan comúnmente fracturas de pirita, calcopirita y pirrotita. Oro y molibdenita son minerales muy escasos encontrados como inclusiones en pirita. Los sulfuros mayormente, rellenan cavidades en magnetita o la reemplazan a lo largo de sus bordes, fracturas, contactos y zonas brechadas; también reemplazan a los anfíboles intersticiales.

Figura 10: Cuerpo de magnetita controlado por fallas

Figura 11: Contacto de cuerpos de magnetita con la Fm Marcona

Figura 12: Dique de magnetita

G.

YACIMIENTOS MINERALES

Figura 13: mineralización de Marcona - Mantos de Fe-(Cu) en metasedimentos de la formación Marcona: los depósitos de hierro ocurren en bandas definidas, formando unidades generalmente tabulares de reemplazamiento masivo. El origen común de los depósitos está indicado por tener caracteres análogos: a) Orientación E W, b) Buzamiento de 40º a 60º N, c) La mineralogía primaria es la misma, d) Están en concordancia con la roca encajonante, e) Los cuerpos de mineral presentan longitudes variables, f) El mineral de los depósitos se encuentra entre bandas de hornfels. Los fluidos tardimagmáticos tuvieron una temperatura alrededor de 400 ºC. - Vetas, mantos y stockworks de la formación Río Grande: se encuentran yacimientos definidos y contactos gradacionales con magnetita diseminada controlados por el tipo local de roca. Esto nos sugiere que el carácter de la roca encajonante determinó un enfriamiento que no fue rápido y que las soluciones residuales produjeron un calentamiento relativamente alto en las rocas encajonantes.

MANTO PRIMITIVO

El grafico muestra el valor de los principales elementos químicos en ppm y el perfil su distribución en las rocas de los diferentes yacimientos IOCG en el Perú. Todo este estudio se basa en cálculo del coeficiente de partición. Basándonos en el yacimiento de marcona lo más importante son los valores del La y Eu más que cualquier elemento traza, pues a mayores concentraciones nos dan indicios de un magma primitivo, que por tanto el yacimiento ha sufrido poca contaminación.

H.

Geologia economica

Relacion roca-mena El depósito de hierro de Marcona está compuesto por 8 depósitos mayores, 35 a 40 depósitos menores y un sinnúmero de otras anomalías. Los depósitos consisten en cuerpos estratoligados de rumbo E=W a NE-SW Y buzamiento entre 35° y 65° NW; son a grandes rasgos concordantes con los estratos circundantes. En detalle los cuerpos son irregulares y discontinuos debido a sus controles estratigráficos y, en parte a fallas e intrusiones que los cortan. En la formación Marcona, los cuerpos son mantos. Estos constituyen el 100% de la mena de hierro en Marcona, obteniéndose en sus concentrados además Cu, Ag y Au como subproductos. La mena de hierro consiste en magnetita masiva de grano fino, menor a 1mm, habito dodecahédrico y textura sacaroide; las leyes de los mantos alcanzan valores de 60% Fe. Rara vez se observa cristales grandes de 5 cm.

Los mantos siguen dos horizontes estratigráficos entre los cuales hay de 500 a 600 m de hornfelses. El horizonte “E grid” es el horizonte más alto, potente y estructuralmente persistente. Su máxima potencia es de 150 m, a lo largo del rumbo estas franjas de gran potencia varían a delgadas capas de 1 a 2 m y gradan lateralmente a mármol. El horizonte “Mina 7“es el más bajo de la formación, su potencia es variable desapareciendo por tramos cortos. Dentro de los mantos hay horizontes de tramos delgados de pelitas interestratificadas. Al contacto con los mantos, la roca caja presenta por lo general halos de magnetita diseminada. Hacia el sureste estos dos horizontes parecen juntarse formando una gruesa serie de mármoles impuros. La profundidad máxima registrada por perforación en estos mantos es de 354 m. A escala de afloramiento, los mantos E-grid y Mina 7 muestran estructuras sedimentarias residuales de la roca original. Sin embargo no se ven estructuras sedimentarias a escala de muestra de mano o al microscopio, salvo raras excepciones en Mina 7.En este último caso se observa fallas sedimentarias, deformaciones por peso, erosión de capas y posibles fracturas de desecación, en rocas compuestas de magnetita, tremolita, sericita, flogopita y clorita secundarias. I. ZONEAMIENTO Y TIPOS DE MINERAL - ZONA DE OXIDACIÓN Y LIXIVIACIÓN: Corresponde a la superficie o cerca de ella y está formada por una capa de hematita como mineral dominante con limonita y martita, óxidos de cobre, venillas de yeso, halita y actinolita. El espesor de esta zona es de 30 m y se caracteriza por su bajo contenido de azufre (15 %).

RESERVAS DE MINERAL La reserva geológica de la mina consiste en 1400 millones de toneladas métricas de hierro, con leyes de 55 % de Fe en la formación Marcona RESERVAS PROBADAS = 702 022 250 TM RESERVAS PROBABLES = 1800 MTM

CAPÍTULO IV: CONCLUSIONES

 Para poder comprender todo el amplio tema relacionado con los skarn primero debemos saber a que grupo está asociado, como para saber sus características mineralógicas, su emplazamiento, zonificación, etc. No debemos de frente ir al tema principal, porque tendremos incongruencias para poder entender el tema de Marcona.  El yacimiento de Marcona es uno de los más importantes en el Perú de Fe, en cual se sigue explotando y dando ingresos al Perú muy importantes, que hace más sólida nuestra economía, ya que sabemos que mas del 53% de nuestra economía es netamente minera.  Actualmente el yacimiento tipos Skarn en Marcona es el único que produce hierro en el Perú. BIBLIOGRAFÍA  https://es.vbook.pub.com/doc/98307004/Yacimientos-Tipo-Skarn-en-El-Peru  https://es.vbook.pub.com/document/317327893/Mapa-de-Ubicacion-MinaMarcona  ChenetalMarconaEG-2010  Depósitos IOCG - MSc. Ing. Jorge ACOSTA ALE  Mineralogía y geocronología del skarn geotermal de hierro de Marcona – Jorge Injoque, Brian Atkin, Pete Harvey y N. Shelling.