Depósitos VMS consisten en una masiva a semi lente de sulfuro de estratoligada masiva, y la mayoría están sustentados en una vena de un sistema de stockwork de sulfuro-silicato (Figura 1 y Figura 4). Dentro de este marco existe un espectro de tamaños de depósito, morfologías y composiciones, dependiendo de la naturaleza de la fallamiento synvolcanic, muro inferior y la litología de acogida-roca, la profundidad del agua, el tamaño y la
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metros de ancho y cientos de metros de longitud huelga. El 135 Mt Kidd Creek depósito comienza en la superficie actual de erosión y se extiende por más de 2000 m downplunge (longitud de perforación inicial), con los 5 yacimientos compuestos de más de 500 m de ancho y objetivos individuales de hasta 100 m de espesor. El sulfuro de estratoligada componente montículo de un depósito VMS puede tener un número de morfologías y la estructura interna variable (por ejemplo, Figura 18). Observaciones de los complejos de chimeneas hidrotermales del fondo marino modernos en efusiva terrenos, flujo dominadas indican que los depósitos comienzan a formarse como una serie de chimeneas de sulfuro de silicato-sulfato (Figura 18a). Estos se convierten en estructuralmente inestable con el continuo crecimiento y colapso, y se unen para formar un montículo brecha (Figura 18b, c). La circulación continua de fluidos hidrotermales en este brechas resultados montículo en el sellado del agua de mar por una sílice, arcilla y / o gorra sulfato. Deposición progresiva de los sulfuros de metal dentro de los resultados de montículos en la formación de una textura compleja, semi masiva a gran montículo de sulfuro al. El flujo de fluido hidrotermal a través de la estructura de montículo comúnmente resulta en removilización de metales previamente depositados a lo largo de una sustancia química y de gradiente de temperatura perpendicular a la interfaz de agua de mar. Este proceso se conoce como zona de refino (Eldridge et al., 1983) y los resultados en un núcleo de calcopirita-rico y un esfalerita ± galena-rica zona exterior (Figura 19). En casos extremos, la mayor parte de la base y los metales preciosos pueden ser removilizado fuera del montículo de sulfuro y se llevaron a la columna de agua de mar por ventilación de fluidos hidrotermales. Massive núcleos piríticos y delgada, de base-y márgenes exteriores enriquecidos de metales preciosos son una característica de los depósitos VMS que han tenido una historia térmica prolongada (por ejemplo, Hannington et al, 1998;.. Petersen et al, 2000).Aunque muchos depósitos VMS tienen un componente clástica, esto suele ser subordinado a las facies de sulfuros masivos. En muchos casos, como el HW yacimiento en Buttle Lake (Barrett y Sherlock, 1996a), Columbia Británica, Kidd Creek, Ontario (Hannnington et al., 1999b), y Louvicourt, Quebec estas facies clásticas subordinadas contienen una mezcla de
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sulfuro y albergar fragmentos de roca. Interestratificado sulfuro y las capas ricas en silicato forman a partir de la erosión y hundimiento periódico de un montículo de sulfuro para formar arena para depósitos de brechas de tamaño. Ejemplos en los que estos componentes sulfúricos clásticas son una parte dominante del depósito incluyen Eskay Creek y Tulsequah Jefe, Columbia Británica (Barret y Sherlock, 1996a; Sebert y Barrett, 1996), y Buchans, Newfoundland (Walker y Barbour, 1981). En otros casos, las lentes de mineral finamente camas pueden resultar de alta temperatura consecuencias penacho de partículas de sulfuro de entremezclado con sílice hidrotermal, talco y Mg-esmectitas, más ambiental de fondo sedimentación pelágica (Peter, 2003 y sus referencias). Minerales similares finamente bandas también pueden ser un producto de la recristalización dinámica de los sulfuros durante eventos de deformación regionales. Depósitos VMS acomodar fácilmente la tensión durante la deformación regional debido a la naturaleza dúctil de los cuerpos de sulfuros masivos, y por lo tanto puede mostrar mucho más altos grados de recristalización y removilización que los estratos volcánicos y sedimentarios circundantes.En algunos casos, los depósitos VMS no se forman en el fondo marino, pero se desarrollan como resultado de la sustitución de sub-superficial del fondo marino. Esto ocurre cuando los fluidos hidrotermales relleno porosidad primaria, ya sea en extrusivas sucesiones volcaniclásticos o epiclásticos, autoclásticas, por debajo de una capa impermeable (Figura 18d, e). En el depósito Ansil en Noranda VMS campamento Arcaico, una sucesión de flujos de cenizas félsicas laminados / turbiditas infilled una pequeña grieta a fallos acotado en el complejo flujo félsicas (Figura 18g). Filtración de fluido hidrotermal hasta los márgenes de la grieta resultó en unidad por unidad de reemplazo de las capas laminadas volcaniclásticos por pirita, esfalerita y sílice. Algunos excepcionalmente grandes depósitos de sulfuros masivos se han formado dentro de depresiones volcánicas rellenos con flujo de escombros autoclásticas y heterolithologic y depósitos de talud. Estos incluyen la lente Horne N º 5 (Kerr y Gibson, 1993) Kidd Creek (Hannington et al., 1999b), y varios cuerpos mineralizados en Buttle Lake (Barrett y Sherlock, 1996a).
La mayoría de los depósitos VMS canadienses se caracterizan por sistemas de vetas de stockwork discordantes que normalmente subyacen en las lentes de sulfuros masivos, pero también pueden estar presentes en los estratos estratigráficas de pared que cuelgan
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fluidos hidrotermales, agua de mar y las rocas que circulan sub-fondo marino. Las zonas de alteración y sistemas de vetas de stockwork concomitantes pueden extenderse verticalmente por debajo de un depósito de varios cientos de metros. Proximal alteración colgante de pared se puede manifestar como un halo semi-conformable hasta decenas de metros de espesor (Brunswick No 12, Bathurst) o puede continuar sobre el depósito de decenas a cientos de metros como zona de alteración discordante (Ansil, Noranda). En algunos casos, la zona de alteración proximal y auxiliar de mineralización de stockwork vena conecta una serie de lentes masivos de sulfuros apilados (Amulet, Noranda; LaRonde, Bousquet) que representan fases síncronos y / o secuencial de formación de mineral durante las pausas sucesivas en la actividad volcánica.En la vista en planta, zonas de alteración proximales pueden formar un halo de hasta el doble del diámetro de la lente de sulfuros masivos (Figura 20), pero con depósitos como cincel lago, campo de Snow Lake, o Eskay Creek, Columbia Británica, footwall alteración pueden ser volumétricamente extensas y muchas veces el diámetro de la lente de sulfuro masivo (Galera y col., 1993). La morfología de las zonas de alteración proximal puede variar ampliamente, pero en general tienden a ensancharse en la proximidad de la superficie del fondo marino paleo-lo que sugiere una interacción más intensa entre superficialmente circular, o congénita, el agua de mar y un fluido hidrotermal ascendente. La zonación mineralógica interna de las zonas de alteración es indicativa de estos fenómenos de mezcla. Una Fe-clorito de cuarzo-sulfuro ± sericita ± talco asociación mineral es comúnmente asociado con el núcleo de la mineralización de stockwork vena, que se convierte cada vez más en cuarzo y rica en sulfuro hacia el contacto inferior de la lente de sulfuros masivos. En algunos casos, talco y / o magnetita se producen en la base de la lente de sulfuros masivos y la parte superior de la tubería de alteración, ya que varios de los depósitos Matagami distrito VMS, el depósito Ansil en el campo de Noranda y el Triásico Tardío Chu Chua depósito en el Slide Mountain terrane de BC. La zona núcleo está envuelto en una zona más amplia de Fe-Mg-clorita-sericita, incluyendo phengite en la parte de esta zona que abarca la pared colgante inmediata a la lente de sulfuro masivo. Fueraborda de
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esto es una zona rica en sericita, phengite, Mg-clorita, albita ±, ± carbonato, ± barita. Esta zona exterior también puede abarcar una porción de los estratos que cuelga por encima de la pared-, y laterales de la lente de sulfuro masivo.En ambientes de aguas poco profundas (por ejemplo, <1500 m de profundidad), la ebullición puede haber ocurrido ya en la zona de flujo ascendente o en la inmediata sub- fondo marino. Dependiendo de la extensión de la ebullición, esto puede resultar en verticalmente extensas zonas de stockwork piríticos, posiblemente con generalizada e intensa alteración cuarzo-sericita-pirita. El sistema de alteración sericita-rica extensa que subyace en la cala aurífera depósitos VMS Eskay puede ser un producto de amplio sub- superficie de ebullición de los fluidos hidrotermales, lo que resultó en la formación de baja temperatura (<200 ° C) Sb-Hg-As-Pb sulfosalt- lentes de mineral ricos (Sherlock et al., 1999). Alteración arcillosa más avanzado puede ser producido por sustancias volátiles magmáticas ácidas, y esta alteración puede conducir a asociaciones minerales aluminosilicatos ricos en distintivos cuando metamorfoseado al grado greenschist. En el caso del depósito LaRonde, Quebec, de tipo montículo lentes de sulfuros masivos de "clásicos" de Zn-Cu-Au se asocian con extensas zonas de alteración arcillosa transformado que contiene los sistemas de stockwork bornita-oro-pirita chalocpyrite-. Esto puede ser el resultado de ebullición subsuelo poco profundo y la separación de un fluido rico en volátiles o de entrada centrado de fluidos magmáticas oxidados (Dubé et al., 2004).
En casos menos extremos distales ensambles de alteración hidrotermal de baja temperatura, asociados con VMS pueden ser difíciles de distinguir de greenschist-facies metamórficas asociaciones minerales de la región. Cuando las zonas de alteración semiconformable tanto proximales y regionales se ven afectadas por metamorfismo regional o contacto amphibolite grado, las asociaciones minerales de alteración originalmente fuertemente hidratados cambian en una de grano grueso conjuntos de cuarzo-filosilicato-aluminosilicato que son muy distintos de los estratos inalterados circundantes (Figura 21) . Entonces se hace posible utilizar las variaciones sistemáticas en estas asociaciones minerales metamórficos de grano grueso como vectores hacia el núcleo del sistema de alteración proximal o upsection hacia el paleo-suelo marino (Hodges y Manojlovic, 1993).
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Modelos de exploración de los sistemas VMS tienen varios temas comunes a pesar de la gran variedad de ambientes submarinos en los que pueden formar los depósitos. La generación de un complejo VMS-hosting volcánica es una respuesta al flujo de calor concentrado causada por extensión tectónica, la despresurización del manto y la formación resultante de las altas temperaturas del manto derrite, cortical parcial se derrite, y la sucesión volcánica bimodal común. La gran mayoría de los depósitos VMS en forma de Canada, ya sea en terrenos volcánicos bimodal-máficas o bimodal-felsic dominadas por el basalto-andesita basáltica y riolita-riodacita. VMS de acogida de posibles terrenos de arco se caracterizan por sucesiones volcánicas bimodales que tienen un toleítica de composición alcalina toleítica-calc transición. Las rocas volcánicas félsicas se caracterizan por una baja Zr / Y (<7) y baja (La / Yb) N (<6), con elevados contenidos de los elementos de campo de alta resistencia (Zr> 200 ppm, Y> 30 ppm, y la elevación de LREE y HREE ,) típica de los magmas de alta temperatura, la reducción de derivados de la masa parcialmente hidratado (Barrie et al, 1993;. Barrie, 1995; Lentz, 1998). Las viscosidades inferiores del magmas felsic altas temperaturas dan lugar a un rápido ascenso con una mínima pérdida de calor en los ajustes sub-fondo marino donde la convección hidrotermal se puede iniciar. Por esta razón, los entornos VMS más prospectivas se caracterizan por un enjambre sill-dique de alto nivel, discretos centros extrusivas félsicas y grandes (> 15 km y 2000 m de espesor) intrusiones compuestos subvolcánicos. La ausencia de intrusiones subvolcánicos sustanciales en algunos campos puede ser debido a una mala conservación como resultado de doblar y fallas.La interacción de grandes volúmenes de estratos volcánicos con agua de mar dentro de estos ambientes extensionales de alta temperatura da como resultado la formación de zonas de alteración escala de distrito que se extienden sobre la longitud de perforación de la función de SLB-extensional de alojamiento (difusión de canto, grieta, a la caldera). Zonas de alteración apiladas pueden tener un espesor total de 2000-3000 m, y puede ser invadido por fases resurgimiento de la intrusión subvolcánico subyacente. Intrusiones subvolcánico mismos pueden mostrar las características texturales que indican desgasificación de alto nivel y de alta temperatura alteración magmático-hidrotermal (cuarzo, epidota-magnetita-
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ferroactinolite-sulfuros). En algunos casos, esto puede contribuir desvolatilización metales a la suprayacente sistema hidrotermal convectivo (Lydon, 1996; grande et al, 1996;. Galley, 2003, y las referencias en él). Los sistemas regionales alteración semiconformable se asemejan a las zonas metamórficas regionales (zeolita, esquistos verdes, anfibolita), cada vez con mayor grado hacia la fuente de calor. Distritos VMS más canadienses se han visto afectados por el metamorfismo regional, que ha dado lugar a la recristalización de los minerales de alteración originales de esquistos verdes y / o asociaciones de anfibolita. En campos como Noranda, Bousquet, Sturgeon Lake, Manitouwadge, Snow Lake, Leaf Rapids y el Stikine occidental (Tulsequah Jefe), metamorfismo regional o metamorfismo de contacto local de minerales de alteración se ha producido asociaciones minerales de grano grueso distintivos caracterizan por minerales como flogopita , cordierita, antofilita, moscovita, estaurolita, granate, andalucita y cianita. La alteración metamorfoseado se puede distinguir de asociaciones minerales metamórficos regionales esencialmente isoquímico por las pérdidas y ganancias de los distintos elementos durante las interacciones fluido-roca (Figura 15). Estratigrafía volcánica submarina que es posible para VMS mineralización contiene comúnmente horizontes exhalativo ferruginosas como una indicación de la actividad hidrotermal sub-fondo marino. Precámbricos exhalites VMS relacionadas se componen habitualmente de sulfuro de material rico en tobáceo finamente acostado. Facies más extensos de óxido de tipo Algoma Fe-formaciones también son comunes en entornos de back-arc VMS-posibles de todas las edades. Ambos tipos de exhalite pueden formar proximal a los depósitos de sulfuros masivos o extender para longitudes de huelga de varios kilómetros a decenas de kilómetros (Spry et al, 2000;. Peter, 2003). La proximidad a una fuente hidrotermal en estas formaciones se indica por la correlación entre-elemento positivo entre los componentes hidrotermales (UE, Fe, Mn, Pb, Zn, Cd, Au, Ca, Sr, Ba, P, CO2) frente a componentes clásticos (Si, Ti, Al, Mg, K, y Zr), el aumento de chondrite normalizado UEE * (hidrotermal de entrada), y la disminución de Ce / Ce * (entrada de agua de mar) hacia la fuente (y Peter Goodfellow, 1996; Peter Goodfellow y, 2003a, b) . Verticales y horizontales facies variaciones de óxido de silicato a través de carbonato, que en algunos casos, también pueden reflejar la proximidad a la actividad hidrotermal centrado (Peter, 2003)GEOLOGÍA DE YACIMEINTOS MINERALES II
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Los siguientes son los principales criterios de exploración de depósitos VMS canadienses y los atributos clave de VMS que albergan complejos volcánicos.1. Los depósitos se encuentran en los cinturones volcánicos del Arcaico Tardío al Eoceno en el que la extensión se indica con relativamente primitiva (toleítica de transición) vulcanismo bimodal en arco naciente, entornos back-arc arc rifted y. Algunos centros de difusión del fondo marino-cabalgadas y márgenes continentales dislocados son también posibles.
2. Formación VMS se produce durante los períodos de gran océano de cierre automático y terrane acreción. Esto incluye el Arcaico Tardío (Ga 2,8 a 2,69), Paleoproterozoic (Ga 1,92 a 1,87), Cambro-Ordovícico (500-450 Ma), Devono-Mississippi (370-340 Ma) y Jurásico (200-180 Ma).
3. En efusivas configuración de flujo dominadas por oceánicas arco y arcos margen continental, VMS se pueden asociar a 15-25 km de longitud a intrusiones máficas synvolcanic compuestos. Estas intrusiones son Na-ricos y empobrecido en elementos de baja intensidad de campo y tienen respuestas radiométricas bajos en el aire, pero generalmente muestran halos magnéticos debido a que rodea las zonas de interacción fluido a alta temperatura. Exploración debería centrarse hasta 3000 m upsection en las series volcánicas comagmatic en la pared que cuelga de las intrusiones. Riolitas con alta Zr (> 300 ppm), anomalías de Eu chondrite normalizados negativos, (La / Yb) N <7, (Gd / Yb) N <2 e Y / Zr <7 define de alta temperatura (> 900oC) felsic volcánica entornos favorables para la formación de VMS. La presencia de enjambres de diques synvolcanic y horizontes exhalite son indicativos de las zonas de alto flujo de paleo-calor.
4. En el arco de espalda continental, encuestas ajustes siliciclástica dominadas bimodales aeromagnéticos se pueden utilizar para identificar areally extensas Fe-formaciones para apuntar horizontes paleo-hidrotermal activos del fondo marino. Las variaciones en la mineralogía de las formaciones de hierro y variando las relaciones de los elementos pueden servir como vectores hacia centros hidrotermales de alta temperatura. Complejos sill-dique
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menores volumétricamente también pueden identificar los centros hidrotermales más altas temperaturas.5. En terrenos metamórficos greenschist-anfibolita superior distintivos, suites minerales de grano grueso definen comúnmente zonas de alteración del SLB. Estos incluyen cloritoide, granate, estaurolita, cianita, andalucita, flogopita y gahnite. Asociaciones minerales aluminosos Más comúnmente ocurren cerca de una tubería de alteración de alta temperatura. Química mineral metamórfica, tales como la relación de staurolite Fe / Zn, es también un vector de mineral. Estos minerales en gran medida refractarios tienen una alta tasa de supervivencia en los sedimentos superficiales, y se pueden utilizar a través de la separación de minerales pesados como nuevas guías de exploración en zonas hasta cubiertas.
6. Mineralogía y química se pueden utilizar para identificar los sistemas de alteración hidrotermal a gran escala en las que pueden formar grupos de depósitos VMS. Amplias zonas de alteración semiconformable mostrarán aumentos de Ca-Si (epidotización- silicificación), Ca-Si-Fe (actinolita-Clinozoisita-magnetita), Na (spilitization) o K-Mg (mixta clorita-sericita ± K-mástil) . Alteración proximal asociado con sistemas de vetas de stockwork-sulfuro de silicato discordantes incluye clorito-cuarzo-sulfuro-o sericita-cuarzo- pirita ± ensambles de aluminosilicato-ricos y está normalmente fuertemente empobrecido en Na y Ca debido a la destrucción de feldespato de alta temperatura. Además de análisis geoquímico, difracción de rayos X, PIMA y análisis de isótopos de oxígeno pueden ayudar en la vectorización hacia las zonas de alteración proximales de temperatura más elevada y asociada VMS mineralización. Aunque PIMA se ha usado más eficazmente en los sistemas de alteración que contienen minerales con un alto índice de reflexión, ha habido algo de éxito en la identificación de greenschist facies minerales dentro de los sistemas Precámbricas VMS hidrotermales (Thompson et al., 1999).